ROZWÓJ STRUKTURALNY METAMORFIKU SOWIOGÓRSKIEGO W OKOLICY PIŁAWY GÓRNEJ, SUDETY Structural Development of the Góry Sowie

GEOLOGIA SUDETICA 1988, VOL. XXIII, NR 2 PL ISSN 0072-100X

ROZWÓJ STRUKTURALNY METAMORFIKU SOWIOGÓRSKIEGO W OKOLICY PIŁAWY GÓRNEJ, SUDETY

Structural development of the Góry Sowie metamorphic terrain in the vicinity of Piława Górna, the Sudetes

Zbigniew CYMERMAN

Instytut Geologiczny, Oddział Dolnośląski, Al. Jaworowa 19, 53-122 Wrocław

SPIS TREŚCI

Streszczenie 107 Wstęp 107 Styl i sekwencja mezostruktur tektonicznych 112 Pierwsza faza deformacji Di 112

Druga faza deformacji D2 114

Trzecia faza deformacji D3 115

Czwarta faza deformacji 04 116

Piąta faza deformacji Ds 116 Makroskopowe struktury tektoniczne 117 Analiza diagramów mezostruktur tektonicznych 117 Makrosoczewy skał zasadowych 123 Interpretacja obrazu makrostruktur tektonicznych 124 Rozwój strukturalny jednostki sowiogórskiej 126 Wnioski 127 Literatura 128 Summary 130

STRESZCZENIE. W ewolucji strukturalnej metamorfiku oceanicznej (ofiolitu Ślęży). Makroskopowe struktury fałdowe sowiogórskiego wyróżniono pięć kolejnych etapów deformacji F3, które charakteryzują się orientacją osi w kierunku NW—

(Di~Ds). Z analizy strukturalnej wynika, że osie makroskopo- SE, powstały w czasie zanikania zróżnicowanych (!) przemie- wych fałdów F2 O początkowej prawie równoleżnikowej szczeń w niżejległych płaszczowinach ofiolitowych. Prawdopo- orientacji zostały zrotowane prawoskrętnie do kierunku NW- dobnie budowa makrostrukturalna omawianego obszaru jest

-SE. Progresywna rotacja osi makrofałdów F2 odbywała się wynikiem długotrwałego i ciągłego w skali makroskopowej w czasie deformacji D2, a także podczas fazy deformacji D3. procesu tektonicznego, obejmującego wyróżnione — w skali

Rotacja fałdów F2 spowodowana była prawdopodobnym zró- mezoskopowej — fazy deformacji D2 i D3. Proces ten oraz żnicowanym przemieszczaniem się pod płaszczowiną sowio- związany z nim metamorfizm regionalny w facji amfibolitowej górską szeregu płaszczowin, które zbudowane są ze złuszczo- odbywał się w czasie orogenezy waryscyjskiej lub kaledono- nych obdukcyjnie segmentów staropaleozoicznej skorupy -waryscyjskiej.

WSTĘP Metamorfik sowiogórski należy do jednej z logii strukturalnej. O docenianiu ważności tego najważniejszych i największych jednostek struktu- problemu może świadczyć chociażby długa lista ralnych w Sudetach. Dlatego też wyjaśnienie roli badaczy próbujących rozwiązać zagadnienia po- i pozycji geologicznej jednostki sowiogórskiej (li- zycji i znaczenia jednostki sowiogórskiej w złożo- czącej obecnie ponad 660 km2) należy do kluczo- nym tektogenie sudeckim (Closs 1922; Kossmat wych zadań geologii sudeckiej, a szczególnie geo- 1925; Suess 1926, 1935; Bederke 1929, 1931, 108 ZBIGNIEW CYMERMAN

1934; Teisseyre 1956, 1964, 1975, 1980; Oberc ku sowiogórskiego i wyróżnia w jego historii

1957, 1960, 1966a, b, 1972; W. Grocholski 1967, tylko jeden, główny etap deformacji (D2). Faza 1975; Cwojdziński 1977; Znosko 1981; Mierze- deformacji D2 charakterystyczna jest dla całej jewski 1981; Gunia 1985; A. Grocholski 1986, jednostki sowiogórskiej, młodszy etap deformacji

1987 i Cymerman 1987a,b). Szczegółowe omó- natomiast (D4 według schematu W. Grocholskie- wienie historii badań jednostki sowiogórskiej go) zaznaczył się jedynie w strefie mylonitycznej znajdzie Czytelnik w pracach W. Grocholskiego Niemczy, położonej na wschodnich peryferiach (1967) i Guni (1985). metamoriiku sowiogórskiego (Jamrozik 1980). Wyjaśnienie budowy strukturalnej oraz ewo- Żelaźniewicz (1979) wyróżnił na obszarze gór- lucji tektonometamorlicznej jednostki sowiogór- skim metamoriiku sowiogórskiego (Góry Sowie) skiej może mieć decydujące znaczenie w rozwią- sześć faz deformacji (D^-D^). Podobną sekwencję zaniu zagadnień tektogenezy na obszarze całych deformacji tektonicznych przedstawił również Sudetów Środkowych. Pionierskie, a zarazem Głowacki (1984) dla masywu Wielkiej Kopy. W klasyczne już dzisiaj, badania tektoniczne w Gó- ostatnich latach Żelaźniewicz (1983, 1984, 1985) rach Sowich z wykorzystaniem, rodzącej się do- przedstawił próby powiązania petrogenezy skał piero na świecie, analizy strukturalnej rozpoczął lub minerałów metamoriiku sowiogórskiego z ich W. Grocholski pod koniec lat pięćdziesiątych. W. ewolucją tektoniczną, oparte głównie na analizie Grocholski przedstawił wyniki swoich szczegóło- mikrostrukturalnej. wych badań strukturalnych w wielu pracach (np. Szczególnie ważna dla zrozumienia ewolucji 1964, 1967, 1969, 1975). Autor ten w ostatniej z tektonometamor licznej jednostki sowiogórskiej wymienionych prac sugerował istnienie co naj- jest praca Żelażniewicza (1985) poruszająca prob- mniej czterech okresów deformacji tektonicznych, lem pozycji granulitów wśród gnejsów sowiogór- które różniły się między sobą stopniem intensyw- skich. Odnosi się to szczególnie do stwierdzenia ności odkształceń w poszczególnych częściach możliwości „wtłoczenia" tektonicznych plastrów jednostki sowiogórskiej, nawet w czasie jednej „wyciętych" z granulitów wzdłuż stref ścinania fazy deformacji. W. Grocholski wskazywał rów- podatnego (ductile). Proces umiejscowienia (emp- nież na ścisły związek orientacji przestrzennej lacement) granulitów odbył się przed lub syntek- struktur tektonicznych z poszczególnymi etapami tonicznie z początkiem drugiej fazy deformacji

deformacji. Struktury związane z pierwszym eta- D2- Podczas fazy D2 gnejsy sowiogórskie uległy pem deformacji (DJ charakteryzują się zasadni- fałdowaniu, progresywnemu metamorlizmowi i czo kierunkami południkowymi. Druga generacja migmatytyzacji (Żelaźniewicz 1985). struktur, która powstała w czasie drugiej fazy W przeciwieństwie jednak do górskiej części deformacji (D2) cechuje się zdecydowaną przewa- (Góry Sowie) fragment przedgórski jednostki so- gą orientacji o kierunkach NE-SW. Kolejny, wiogórskiej nie był dotychczas przedmiotem trzeci etap deformacji (D3) utworzył struktury o szczegółowej analizy strukturalnej. Wyjątkiem są kierunkach od NE-SW do W-E. Ostatnia faza jedynie badania W. Grocholskiego (1969), które deformacji (Z>4) spowodowała natomiast utworze- mają jednak charakter studiów rekonesansowych nie struktur charakteryzujących się kierunkami i porównawczych. Dlatego też najważniejszym ce- NNE-SSW (W. Grocholski 1969, 1975). lem niniejszej pracy jest przedstawienie nowych i Oberc (1972) przedstawił odmienną interpre- bardziej szczegółowych danych tektonicznych tację diagramów tektonicznych W. Grocholskiego oraz odtworzenie na ich podstawie ewolucji (1967, 1969). Według Oberca (1972) najważniejsze strukturalnej fragmentu jednostki sowiogórskiej. makrostruktury w jednostce sowiogórskiej po- Przedstawiona poniżej analiza mezo- i makro- wstały w wyniku nakładania się młodszego, równo- strukturalna została wykonana dla obszaru o po- 2 leżnikowego systemu makrofałdów F3 na zespół wierzchni około 20 km w okolicach Piławy Gór- starszych makroskopowych fałdów F2, które cha- nej i Dolnej, na południowy wschód od Dzierżo- rakteryzowały się orientacją osi w kierunku NW- niowa (fig. 1). Na badanym obszarze odsłaniają -SE. Koncepcja Oberca jest zbliżona do schema- się wyspowo — spod osadów kenozoicznych tu nakładania się młodszych systemów fałdowych wychodnie skał metamoriiku sowiogórskiego (lig. na starszy zespół fałdów o osiach nachylających 2, 3). Prawie przez sam środek analizowanego się ku SE (por. W. Grocholski 1964). Jamrozik obszaru przepływa rzeka Piława, której przebieg (1980) reinterpretując także diagramy struktur związany jest ściśle z budową strukturalną tej W. Grocholskiego (1967, 1969) upraszcza dotych- części jednostki sowiogórskiej. czasowe modele ewolucji tektonicznej metamorfi- Metamortik sowiogórski zbudowany jest za- ROZWÓJ STRl'KTl'RALNY METAMORFIKl1 SOWIOGÓRSKIEGO 3

Fig. J. Lokalizacja obszaru badań (gruba, ciągła linia) z zaznaczeniem granic poszczególnych domen (linia przerywana) Location of the investigated area (heavy line) and its division into structural domains (broken line) sadniczo z różnorodnych odmian strukturalno- także stopnia dyferencjacji kwarcu i plagioklazów -teksturalnych gnejsów i migmatytów oraz amfi- w skale. bolitów (lig. 2, 3, 28). W dotychczasowych opi- Szczegółowe opisy petrograficzne występują- sach poszczególne odmiany gnejsów i migmaty- cych tutaj typów litologicznych zawarte są w tów sowiogórskich wydzielano na podstawie cech Objaśnieniach do szczegółowej mapy geologicznej teksturalnych lub zróżnicowania składu mineral- Sudetów w skali 1:25 000 arkusz Dzierżoniów (Cy- nego. W pracach kartograficznych na omawia- merman, Walczak-Augustyniak 1986). Dlatego nym obszarze przyjęto podział teksturalny gnej- też poniżej przedstawiono jedynie krótki zarys sów i migmatytów (por. Cymerman, Walczak- petrografii występujących tutaj typów skalnych -Augustyniak 1986). Podział na gnejsy i migmaty- (iig. 2, 3). Największy obszar wychodni skał meta- ty opiera się na kryteriach teksturalnych i ma morfiku sowiogórskiego w okolicach Piławy Gór- charakter opisowy. W przeciwieństwie do gnej- nej i Dolnej zajmują migmatyty i gnejsy warstew- sów migmatyty zbudowane są z dwóch odmień- kowe (smużyste). Skały te charakteryzują się nych elementów petrograficznych: paleosomu, strukturą średnio- i gruboziarnistą oraz wyraźną który reprezentowany jest najczęściej przez gnejs, teksturą kierunkową (foliacją), która jest wy- oraz neosomu, wykształconego w postaci granitu, kształcona w postaci naprzemianległych, równo- pegmatytu lub aplitu (por. Kryza 1981). Odmiany ległych warstewek jasnych i ciemnych o miąższoś- teksturalne gnejsów wydzielono głównie na pod- ciach powyżej 2 mm. Gnejsy i migmatyty war- stawie rodzaju i stopnia wykształcenia oraz roz- stewkowe stanowią niejednorodną grupę skał za- mieszczenia łyszczyków (najczęściej biotytu), a równo pod względem składu mineralnego, tekstu- 110 ZBIGNIEW CYMERMAN

warstewkowe, stromatytowe) albo też ich intensywnym zafałdowaniem (migmatyty fałdowe, ży- łowe lub ptygmatytowe). W okolicy Piławy Gór- nej migmatyty warstewkowe wykazują często przejścia do migmatytów fałdowych lub ptygma- tytowych. Migmatyty stromatytowe (warstewkowe) współwystępują z gnejsami warstewkowanymi. Gnejsy i migmatyty warstewkowo-soczewkowe zostały wykartowane wyłącznie na podstawie zwietrzeliny i wkopów badawczych. Te średnio- ziarniste skały charakteryzują się teksturami nie- równomiernie warstewkowanymi, soczewkowo- -słojowymi, warstewkowo-soczewkowatymi, czasami oczkowo-warstewkowanymi, często z przejś- Fig. 2. Mapa geologiczno-strukturalna północno-zachodniej ciami do tekstury ptygmatytowej. Przejścia mię- części badanego obszaru. 1 - utwory kenozoiczne; 2 — żyły dzy gnejsami i migmatytami warstewkowo-so- kwarcowe; 3 - pegmatyty; 4 - lamprofiry; 5 - mylonity i czewkowatymi a gnejsami i migmatytami war- blastomylonity gnejsowe; 6 — monzodioryty kwarcowe; 7 — stewkowymi są stopniowe i przejawiają się we amfibolity masywne, pohiperytowe; 8 — amfibolity masywne; 9 - amfibolity laminowane z granatami; 10 — amfibolity wzroście ilości i grubości nabrzmiewających war- laminowane; 11 — amfibolity i gnejsy nie rozdzielone; 12 — stewek leukosomalnych lub rozwoju „oczek" gnejsy i migmatyty hornblendowe, warstewkowe; 13 — gnejsy agregatów mineralnych. Obecność wśród tych i migmatyty homofaniczne; 14 - gnejsy i migmatyty war- skał licznych gniazd pegmatytów może wskazy- stewkowo-soczewkowe; 15 — migmatyty i gnejsy warstewko- wać na ich związek genetyczny z procesami peg- we (smużyste); 16 — granice geologiczne; 17 — przypuszczal- ne granice geologiczne pod osadami kenozoicznymi; 18 - matytyzacji. biegi penetratywnej foliacji wśród wychodni skał metamorfi- W okolicach Piławy Górnej występują nielicznych oraz prawdopodobne biegi foliacji pod utworami ke- czne strefy gnejsów i (lub) migmatytów homofani- nozoicznymi; 19 — orientacja foliacji; 20 — prawdopodobne cznych o maksymalnych miąższościach do kilku- uskoki dziesięciu metrów. Podobne skały opisywano w Geological and structural map of the north west part of the innych częściach jednostki sowiogórskiej jako study area. 1 - Cenozoic cover; 2 - quartz veins; 3 — „gnejsy" o granitowym uziarnieniu lub jako ho- pegmatites; 4 - lamprophyres; 5 — mylonitic and blastomy- mofaniczne gnejsy granoblastyczne (W. Grochol- lonitic gneisses; 6 — quartz monzodiorites; 7 - hyperites ski 1967). Skały te charakteryzują się bezładną changed into massive amphibolites; 8 — massive amphibolites; 9 — layered amphibolites with garnets; 10 — layered teksturą, ziarna osiągają przeciętną wielkość 2- amphibolites; 11 — undivided amphibolites and gneisses; 12 3 mm i charakteryzują się dostrzegalnym już — layered hornblende gneisses and migmatites; 13 — homo- makroskopowo automorfizmem ziarn plagiok ła- phanous migmatites and gneisses; 14 — layered-lensoid gneis- zów. ses and migmatites; 15 — layered (flaser) migmatites and gneisses; 16 — geological boundaries; 17 - supposed geolo- Gnejsy i migmatyty warstewkowe, hornblen- gical boundaries below Cenozoic cover; 18 - determined and dowe są skałami ciemnoszarymi, średnio- lub supposed (below Cenozoic cover) trends of penetrative folia- drobnoziarnistymi o wyraźnej teksturze kierun- tion; 19 — attitude of foliation; 20 — presumable faults kowej, wyrażonej przez równoległe warstewki i laminki jasne i ciemne o różnej miąższości, naj- częściej od jednego do kilku milimetrów. Lokal- ry, jak i genezy. Gnejsy warstewkowe w najbar- nie w pobliżu wystąpień amfibolitów pojawiają dziej typowym wykształceniu charakteryzują się się migmatyty hornblendowe o teksturach szliro- mniej lub bardziej regularnymi, cienkimi war- wych. Migmatyty hornblendowe wykazują przejś- stewkami lub smużkami kwarcowo-skaleniowymi cia do gnejsów hornblendowych. Udział ilościowy o miąższościach rzędu kilku milimetrów. W hornblendy w gnejsach i migmatytach hornblen- miejscach, gdzie warstewki stają się grubsze (do dowych jest zmienny; przez jej wzrost następuje kilku, a nawet kilkudziesięciu centymetrów), gnejs przejście tych skał w amfibolity laminowane. staje się podobny do migmatytu o teksturze flebi- Amfibolity laminowane są silnie zróżnicowane towej. Migmatyty flebitowe charakteryzują się pod względem składu mineralnego, tekstur i leukosomem wykształconym w postaci prawie struktur oraz prawdopodobnie także genezy i równoległych warstewek lub żyłek (migmatyty wieku. Są wśród nich amfibolity pochodzenia ROZWÓJ STRl'KTl'RALNY METAMORFIKl1 SOWIOGÓRSKIEGO 111

Fig. 3. Mapa geologiczno-strukturalna południowej i wschodniej części obszaru badań. Objaśnienia jak dla figury 2 Geological and structural map of the south and east parts of the study area. Explanations as for Figure 2 osadowego (paraamfibolity), a także ortoamfiboli- plagioklazów występujących w amfibolitach lami- ty z reliktami struktur magmowych. Amfibolity nowanych. Do ortoamfibolitów należą prawdo- laminowane charakteryzują się wyraźną teksturą podobnie także masywne amfibolity pohiperyto- kierunkową; minerały femiczne tworzą w nich we, które powstały prawdopodobnie z gabra hi- laminki, smugi lub soczewki oddzielone jasnymi perstenowego (hiperytu). laminami plagioklazowo-kwarcowymi. Występujące powszechnie na omawianym ob- W niektórych amfibolitach laminowanych szarze w różnorodnej formie i wielkości makroso- wzrasta zawartość granatu do kilku, a nawet czewy i/lub makrobudiny amfibolitowe (fig. 2, 3, sporadycznie do kilkunastu procent i możliwe 28) uważane są przez Cymermana (1987a) za jest wtedy wykartowanie amfibolitów laminowa- porozrywane i zmodyfikowane tektonicznie frag- nych z granatami. Granaty najczęściej osiągają menty łusek i (lub) płaszczowin, które zbudowane wymiary 1-2 mm, czasem do 5 mm. Partie amfi- są z różnych części sekwencji o fiołkowej, znajdu- bolitów z granatami występują także wśród amfi- jących się pod jednostką sowiogórską. Prawdo- bolitów masywnych. podobnie oprócz części amfibolitów laminowa- Amfibolity masywne są skałami średnio- i lo- nych, które można zaliczyć do paraamfibolitów, kalnie gruboziarnistymi o teksturze bezkierunko- wszystkie pozostałe wystąpienia skał amfibolitowej lub bardzo słabo wykształconej teksturze kie- wych należą do zmetamorfizowanych w różnym runkowej. Amfibolity te odpowiadają „amfiboli- stopniu fragmentów staropaleozoicznej skorupy tom gabrowym" lub „amfibolitom granoblasty- oceanicznej (ofiolitu Ślęży). cznym" wydzielanym w innych częściach meta- W okolicach Piławy Górnej występują rów- morfiku sowiogórskiego. Stanowią one prawdo- nież monzodioryty kwarcowe, o niewielkich jed- podobnie zmetamorfizowane fragmenty porozry- nak rozmiarach, które zaliczane są do waryscyj- wanego tektonicznie zespołu kumulatów mafi- skich syntektonicznych granitoidów niemczań- cznych kompleksu ofiolitowego Ślęży (Cymer- skich. Zależności strukturalne między monzodio- man, Walczak-Augustyniak 1986). O magmowym rytami kwarcowymi a otaczającymi gnejsami i pochodzeniu tych skał świadczą relikty diallagu, migmatytami w małym kamieniołomie w Piławie który tylko częściowo uległ przeobrażeniu w am- Górnej skłoniły Cymermana (1987b) do przyjęcia fibol, oraz tabliczkowate formy plagioklazów od- waryscyjskich faz deformacji metamorfiku sowio- mienne od izometrycznych, ksenomorficznych górskiego. Etap deformacji D2 poprzedzający 112 ZBIGNIEW CYMERMAN umiejscowienie się granitoidów niemczańskich na et al. (1988), wskazują zasadniczo na wiek lub ich części w jednostce sowiogórskiej może radiometryczny około 380+10 min lat. odpowiadać fazie akadyjskiej (Gymerman 1987b). Powyższe fakty w powiązaniu z wynikami Na omawianym obszarze występują również li- analizy strukturalnej, wykonanej dla środkowej czne żyły pegmatytów, lamprołirów i kwarcu (lig. części przedgórskiego fragmentu metamoriiku so- 2, 3). wiogórskiego, skłoniły Cymermana (1987a) do W swojej syntetycznej pracy Gunia (1985) ze- przyjęcia zasadniczo waryscyjskiej ewolucji tekto- stawił dane dotyczące wieku deformacji i meta- nometamor licznej całej jednostki sowiogórskiej. morfizmu oraz czasu powstania serii premeta- Rozwój strukturalny tej jednostki był związany morlicznych jednostki sowiogórskiej. Na podsta- prawdopodobnie z nasuwaniem się lub raczej wie własnych badań mikropaieontologicznych „wklinowywaniem się" z północy różnych pakie- Gunia (1981a, b) uważa, że znaczna część para- tów kompleksu oliolitowego Ślęży w formie ze- gnejsów sowiogórskich powstała z osadów ryfej- społu płaszczowin lub łusek. W proponowanym skich, najprawdopodobniej górnoryfejskich. Te modelu jednostka sowiogórska stanowi rodzaj dane paleontologiczne nie potwierdzają wcześ- rozległej płaszczowiny (kry), która została oder- niejszych sugestii o archaicznym (Oberc 1966a, wana od kadomidów Masywu Czeskiego i nasu- 1968) lub wczesnoproterozoicznym (Oberc 1972) nięta w czasie orogenezy waryscyjskiej na zespół wieku pierwotnych serii osadowych metamoriiku łusek ofiolitowych. sowiogórskiego. Prawie wszystkie z wykonanych A. Grocholski (1987) przyjął jako hipotezę dotychczas oznaczeń izotopowych skał metamor- roboczą model przylgnięcia („zadokowania") do fiku sowiogórskiego, które wykonano metodą K- skorupy kontynentalnej Masywu Czeskiego frag- Ar, mieszczą się w interwale czasowym od mentu skorupy oceanicznej (gabra, serpentynity) 412 + 28 do 475 ±26 min lat (Depciuch et al. wraz ze spoczywającym na nim mikrokontynen- 1980). Oznaczenia izotopowe kilkunastu prób z tem bloku gnejsowego Gór Sowich. Proces „za- gnejsów i migmatytów sowiogórskich, wykona- dokowania" odbywał się na pograniczu dewonu nych metodami Rb-Sr i U-Pb przez van Breeme- środkowego i górnego, być może w strefie przesu- wu ukośnego (A. Grocholski 1986, 1987).

STYL I SEKWENCJA MEZOSTRUKTUR TEKTONICZNYCH

W okolicach Piławy Górnej i Dolnej stwier- budin L2 na styl i orientację młodszych generacji dzono zasadniczo pięć generacji mezoskopowych struktur, np. fałdów F3; struktur tektonicznych, które powstały podczas f) zmianę kształtów, np. budin L2 oraz orien- kolejnych faz deformacji (£>j-D5). Przed omówie- tacji struktur, głównie fałdów, np. fałdów F2 w niem tych mezostruktur należy zaznaczyć, że przy wyniku rotacji, w czasie długowiecznej fazy (Refor- ustalaniu sekwencji deformacji tektonicznych po- macji, trwającej dziesiątki milionów lat; jawiły się różnorodne trudności spowodowane g) różnej reakcji deformowanego materiału, między innymi przez: spowodowanej zróżnicowanymi właściwościami a) zbliżone do siebie warunki metamorfizmu fizycznymi skał, np. amtibolitów i gnejsów; (PTX) w czasie kolejnych faz deformacji, np. h) zmiany kształtu (np. ang. prolate, plane,

podczas faz D2 i D3; oblate) oraz orientacji osi elipsoidy (A', Y, Z) w b) różnorodność form geometrycznych, głów- czasie przyrostów elipsoidy odkształcenia podczas nie fałdów, powstałych w czasie jednej fazy defor- historii deformacji od fazy Dl do fazy D5;

macji, np. fałdy F3; i) wpływu naprężeń resztkowych i cząstko- c) podobne cechy morfologiczne oraz rozmia- wych na styl i orientację mezostruktur, a zwła- ry mezostruktur, które powstały podczas różnych szcza mikrostruktur tektonicznych. faz deformacji, np. budiny powstałe w czasie faz D2 i d3- PIERWSZA FAZA DEFORMACJI D, d) współosiowość (koaksjalność — np. wystę-

pujące lokalnie, równoległe osie fałdów F2 i F3) Do najstarszej generacji struktur tektoni- oraz współplanarność różnowiekowych struktur cznych powstałych w czasie pierwszej, rozpozna-

planarnych, np. foliacji St i stratyfikacji S0; walnej fazy deformacji (D,) należą: penetratywna e) wpływ wcześniej powstałych struktur, np. foliacja z występującą na jej powierzchniach ROZWÓJ STRl'KTI 'RA LNY META MOR FIK l! SOWIOGÓRSKIEGO 113 lineacją ziarna mineralnego L, oraz rzadko spo- lokalnego pola naprężeń podczas kolejnych eta- tykane mezofałdy Ft. pów deformacji tektonicznych. Penetratywna foliacja Slf przeważnie typu Dlatego też na obszarze jednostki sowiogór- złupkowania laminowanego, bardzo rzadko typu skiej obserwuje się praktycznie jedną, ale o zna- złupkowania soczewkowatego, według morfologi- czeniu regionalnym, penetratywną foliację S1; na cznej klasyfikacji foliacji (Cymerman 1984) jest którą w różnym stopniu — uzależnionym między najczęściej złożoną, poligeniczną strukturą pla- innymi od zakresu migmatytyzacji paragnejsów narną. Foliacja Si powstała w wyniku całkowitej — nałożyła się, przeważnie współplanarnie, młod- transpozycji, w skali mezoskopowej, starszych sza foliacja S2 i (lub) S3. Superpozycja struktur powierzchni anizotropii S0, prawdopodobnie po- planarnych może być rozpoznana zasadniczo je- wierzchni stratyfikacji osadów premetamorli- dynie przez analizę mikrostrukturalną, np. na cznych. Wniosek ten opiera się na danych, jednak podstawie nodul kwarcowo-syllimanitowych (pl. nielicznych, z okolic Owiesna i Gilowa, już poza X, 1) lub agregatów fibro litowych wykształconych analizowanym tutaj obszarem, gdzie stwierdzono na powierzchniach foliacji S2 lub S3 (Żelaźnie- współplanarność orientacji foliacji Sj w paraamli- wicz 1984). Regionalna foliacja Sl5 która będzie bolitach i paragnejsach względem orientacji wkła- podstawą do wyróżnienia w dalszej części artyku- dek skał wapienno-krzemianowych i (lub) wapieni łu głównych makrostruktur w okolicach Piławy krystalicznych (W. Grocholski 1969; Cymerman, Górnej, wyznaczona jest zasadniczo przez synki- Walczak-Augustyniak 1986). Powierzchnie grani- nematyczną, kierunkową rekrystalizację oligokla- czne zarówno skał wapienno-krzemianowych, jak zu i kwarcu, a szczególnie ukierunkowaniem wy- i marmurów z otaczającymi je skałami uważane ciągniętych blaszek biotytu, które zarazem wy- są za powierzchnie warstwowania S0 (por. W znaczają lineację ziarna mineralnego L, (pl. X, 1). Grocholski 1969). Dlatego też można założyć, że W czasie pierwszej fazy deformacji D j po- regionalne złupkowanie St jest foliacją naślado- wstały. obecnie jednak rzadko zachowane, struktu- wczą w stosunku do powierzchni stratyfikacji S , 0 ry fałdowe Ft. Mezofałdy F, charakteryzują się oczywiście oprócz stref przegubowych fałdów F,. formami izoklinalnymi lub wąskopromiennymi, Generalnie można przyjąć, że penetratywna silnie spłaszczonymi i należą do klas fałdów od foliacja S] rozwijała się współplanarnie do po- 5B do 5E według morfologicznej klasyfikacji fał- wierzchni stratyfikacji S0 i powstała w wyniku dów Hudlestona (1973). Najczęściej występują procesów dyferencjacji metamorficznej w czasie one w postaci drobnych fałdów śródfoliacyjnych, pierwszej fazy deformacji (D,). Dyferencjacja ro- zafałdowujących powierzchnie stratyfikacji S0, w zumiana jest tutaj jako zespół wielu różnorod- laminach kwarcowo-skaleniowych lub skalenio- nych, drobnoskalowych procesów, między inny- wych w gnejsach drobnolaminowanych lub łu- mi: poślizgów, ścinania, rotacji mechanicznej seczkowych (fig. 4; pl. II, 1). Powierzchnie osiowe ziarn mineralnych, dyfuzji i rozpuszczania pod Sj fałdów F, zorientowane są równolegle do ciśnieniem ziarn mineralnych. Procesy dyferencja- penetratywnej foliacji Si. Często reliktowo zacho- cji rozwijały się intensywnie w warunkach meta- wane partie przegubowe fałdów śródfoliacyjnych morfizmu regionalnego M, (wysokociśnieniowe- F, tworzą nabrzmienia lub nawet soczewki, które go, według Kryzy 1981) z powszechnymi wrost- wyglądem przypominają struktury budinażowe kami dystenu w plagioklazach oraz sporadyczny- (fig. 4b; pl. II, 1). mi reliktami staurolitu i andaluzytu (Morawski 1973; Dziedzicowa 1979; Kryza 1981). Foliacja S, uległa w różnym stopniu później- szym transpozycjom i jej kosztem rozwinęły się młodsze foliacje (S2 i S3). Te młodsze struktury planarne utrwaliły najczęściej mimetycznie starszą od nich powierzchnię anizotropii (foliację Sj).

Trudności z odróżnieniem foliacji Sj od S2 lub od S3 spowodowane są zarówno podobnie wykształconymi mineralogicznie i morfologicznie Fig. 4. Przykłady fałdów F, w gnejsach warstewkowych. a — powierzchniami foliacji, będącymi wynikiem prawie izokłinałny śródfołiacyjny fałd F,; b - izoklinałne i utrzymujących się podobnych warunków meta- wąskopromienne fałdy F, mortizmu w czasie faz deformacji D,, D2 i D3, Examples of F, folds in layered gneisses, a — almost isoclinal jak i nie zmieniającego się regionalnego oraz intrafolial F, fold; b - isoclinal and tight Fj folds

17 - Geologia Sudetica XXIII, 2 114 ZBIGNIEW CYMERMAN

DRUGA FAZA DEFORMACJI D2

W czasie drugiej fazy deformacji D2 doszło do powszechnego i intensywnego zafałdowania foliacji w wyniku którego powstał bogaty zespół struktur fałdowych F2• Mezofałdy F2 charaktery- zują się ogromnym zróżnicowaniem zarówno pod względem form geometrycznych, jak i wielkości

(por. pi. I, 1, 2; pl. III, 1, 2). Wśród fałdów F2

Fig. 6. Przykłady nakładania się mezofałdów F3 na mezofałdy

F2. CI — fałd izoklinalny F, zafałdowany przez otwarty,

asymetryczny fałd F3; oś fałdu F} jest prawic prostopadła

do osi fałdu F2\ b — w przegubie fałdu F3 zachowane są

mniejsze fałdy F2 o powierzchniach osiowych S2 prawie rów- noległych do foliacji S,; zauważ drobne, ptygmatytowe zafał-

dowania F3 laminy leukosomu o powierzchniach osiowych S3 prawie równoległych do powierzchni osiowej dużego, macie- Fig. 5. Przykłady mezofałdów F2. a — fałdy wąskopromienne rzystego fałdu F3; C — w partii przegubowej asymetrycznych typu similar; zauważ zmianę morfologii fałdów F ku górze 2 fałdów F3 występuje zafałdowana lamina skaleniowo-kwar- figury; b - wąskopromienne fałdy F2 typu similar i wysmu- cowa o asymetrii i orientacji osi F2 zbliżonej do orientacji klone o ostrych przegubach osi F, Examples of F2 meśofolds. a — tight similar folds; note Examples of superposition of F3 on F2 folds, a — isoclinal F2 upward change in morphology of F2 folds; b — similar and fold overprinted by open asymmetric F} fold; F3 fold axis is attenuated (with sharp hinges) tight F2 folds almost perpendicular to that of the F2 fold; b — small F2

folds in the hing'e zone of F3 fold. Axial planes (S2) of F2 folds are almost parallel to S, foliation. Note small, ptygmatic

F3 folds, formed due to folding of leucosome lamina with S3 przeważają zdecydowanie formy wąskopromienne axial planes almost parallel to the axial plane of larger F3 (klasy fałdów od 4B do 4F i od 5C do 5F według fold; c — folded quartz-feldspar lamina (F2) in the hinge of klasyfikacji Hudlestona 1973), symilarne lub zbli- asymmetric F3 fold; vergence and orientation of F2 folds are the same as those of F folds żone do symilarnych (fig. 5a,b; pl. III, 1). Ampli- 3 tuda fałdów Fx wynosi od kilku centymetrów (pl. III, 1, 2) do kilkunastu metrów (pl. I, 1, 2). Spotykane są również fałdy F2 średniopromienne, lub skał wapienno-krzemianowych (fig. 7b; pl. VI, głównie w gnejsach warstewkowych (pl. VI, 2), a 2). także struktury izoklinalne, które występują naj- W skali odsłonięcia budiny są różnej wielkoś- częściej w cienko laminowanych gnejsach (fig. ci, przeważnie od kilku do kilkudziesięciu centy- 6a,c). Przegubowe partie fałdów F2 są albo owal- metrów, rzadko osiągają wymiary kilku metrów ne o trudnej do oznaczenia osi fałdu (pl. I, 1, 2), (w płaszczyźnie prostopadłej do osi maksymalne- albo kątowe o ostrych przegubach (fig. 5b; pl. II, go wyciągnięcia budiny). Oś X maksymalnego

2). Pogrubienia stref przegubowych (fig. 5b; fig. wyciągnięcia budiny L2 jest prawie zgodna z 6a) i niecylindryczność kształtów fałdów F2 (pl. I, orientacją mineralnej lineacji ekstensyjnej lub ina- 1, 2; pl. II, 2), które czasami można zaliczać do czej określanej jako lineacja z rozciągania (ang. grupy fałdów futerałowych (ang. sheath folds), stretching mineral lineation), która jest jednak wskazują na znaczący udział procesów ścinania w rzadko rozpoznawalna na omawianym obszarze. czasie fazy deformacji D2. Rozwój struktur budinażowych L2 o osiach X Podczas fazy deformacji D2 powstały także maksymalnego wyciągnięcia zorientowanych rów- struktury budinażowe L2 (fig. 7; pl. VI, 1, 2; pl. nolegle do osi X (osi ekstensji) elipsoidy deforma- VII, 1, 2). Budiny L2 charakteryzują się w więk- cji (X > Y> Z) wskazuje również na procesy ści- szości przypadków kształtami owalnymi i so- nania w czasie fazy D2. Procesy ścinania podat- czewkowatymi (fig. 7; pl. II, 1; pl. VI, 1, 2; pl. nego zostały jednak w większości zatarte przez VII, 2; pl. VIII, 1), znacznie rzadziej formami synchroniczną lub nieco późniejszą rekrystalizację owalnymi lub wielobocznymi (pl. VII, 1). Budiny związaną z metamorfizmem regionalnym M2 w zbudowane są najczęściej z masywnych, drobno- warunkach facji amfibolitowej (por. Żelaźniewicz ziarnistych amfibolitów (pl. VI, 2; pl. VII, 1, 2) 1985). ROZWÓJ STRl'KTl'RALNY METAMORFIKl1 SOWIOGÓRSKIEGO 115

TRZECIA FAZA DEFORMACJI D3

Kolejny, trzeci etap deformacji D3 zaznaczył się intensywnym rozwojem fałdów F3, które — podobnie jak fałdy F2 — charakteryzują się zró- żnicowaną morfologią i wielkością. Geometria

fałdów F3 jest dość często bardzo skomplikowana i zmienna (np. pi. I, 3; pi. IV, 1, 2; pi. V, 1). Fig. 7. Wpływ struktur budinażowych na rozwój fałdów, a - Dlatego też mezofałdy F3 są najtrudniejsze do owalna budina amfibolitowa wpływa na styl mezofałdów F3; sklasyfikowania, czy to według klasyfikacji Hud- b - budina skały wapienno-krzemianowej wpływa na rozwój lestona (1973), czy też według klasyfikacji Ram- mezofałdu F2 Influence of boudinage structure on the development of folds. saya (1967). Dotyczy to szczególnie fałdów ptyg-

a — oval amphibolite boudin influencing the style of F3 matytowych, konwolutnych, poligonalnych i dys-

folds; b — Fx fold geometry appears to be controlled by a harmonijnych, które występują najliczniej w mig- boudin of calcsilicate rock matytach fałdowych i gnejsach silnie zmigmatyty- zowanych (pi. I, 3; pi. II, 3; pi. IV, /, 2; pl. V, /). Osie maksymalnego wyciągnięcia budin L2 są często równoległe do osi fałdów F2 i (lub) F3, Często wzdłuż powierzchni osiowych fałdów F3, które często występują w osłonie budin (fig. 7; pl. szczególnie form otwartych, asymetrycznych roz- VI, 1). Zaokrąglenie narożników budin wiązane wija się foliacja osiowa S3, która wyznaczona jest jest przeważnie ze stopniem podatności (ciągli- przez laminy leukosomu skaleniowego lub kwar- wości) zbudinażowanej skały (Ramsay 1967). cowo-skaleniowego. Lokalnie foliacja osiowa S3 Kształty owalne budin są wskaźnikiem małego wykształcona jest w postaci foliacji mylonitycznej kontrastu podatności między zbudinażowaną w wąskich strefach ścinań podatnych (ang. ductile skałą a otaczającym matrix. Ten mały kontrast shear zones). Te strefy mylonityzacji osiągają ma- podatności mógł być spowodowany obecnością ksymalne miąższości kilkunastu centymetrów, fazy płynnej (roztworów intragranularnych) i najczęściej są rzędu kilku centymetrów (fig. 8). W (lub) dużym stopniem deformacji plastycznych strefach ścinań podatnych dochodzi lokalnie do (Ramberg 1955). Lloyd i Ferguson (1981) ustalili, rozwoju żyłek leukosomu, które wykorzystują że deformacja podatna (ang. ductile deformation) rozwijające się prawie synchronicznie z nimi nie- w przypadku budinaży ograniczona będzie zasad- ciągłości strukturalne (fig. 8). Oczywiście, nie niczo do modyfikacji (zaokrąglania) kątowych wszystkie strefy ścinań podatnych związane są z narożników budin, które powstały wcześniej pod- trzecią fazą deformacji (D3). Pewna część stref czas etapu spękania „twardej" (kompetentnej) mylonityzacji może być związana z drugą fazą warstwy. deformacji. W okolicach Piławy Górnej i Dolnej

Foliacja S2, podobnie jak występująca na jej powierzchniach lineacja mineralna L2, jest naj- częściej strukturą mimetyczną względem struktur powstałych w czasie fazy deformacji . Lokalnie

w strefach przegubowych fałdów F2 zaznacza się słabo wykształcona foliacja osiowa S2, która wyznaczona jest przeważnie przez zrotowane blaszki biotytu i przez agregaty fibrolitowe. Lineacja

ziarna mineralnego L2 charakteryzuje się kierun- kowym uszeregowaniem i linijnym wyciągnięciem blaszek biotytu — podobnie jak lineacja ziarna Fig. 8. Przykłady stref ścinania, a — orientacja stref ścinania równoległa do powierzchni osiowych S3 (035/65-75°) fałdów mineralnego Lx — oraz wyciągnięciem linijnym F3; obwiednią fałdów F3 - 195/75°; oś fałdów F3 - agregatów fibrolitowych. Według Żelaźniewicza 305/35°; b — rozwój żyłki leukosomu w strefie ścinania o (1984) z rozwojem foliacji S2 związany jest ściśle orientacji 285/40° i prawoskrętnym ścinaniu proces fibrolityzacji biotytu. Morawski (1973) i Examples of shear zones, a - orientation of shear zones Kryza (1981) natomiast uważają, że syllimanit parallel to S3 axial planes (035/65-75° = N55W, 65 to 75N) of powstał w wyniku zastąpienia dystenu w czasie F3 folds; the enveloping surface of F} folds is oriented 195/75° = N105E.75S; and the axes F3 folds plunge at 35° in metamorfizmu M3 i synchronicznej deformacji 305° direction; b — growth of leucosorne veins in dextral shear zone oriented 285/40° (N15E,40W) d3. 116 ZBIGNIEW CYMERMAN nie udało się stwierdzić bezpośrednio następstwa strefy ścinania. Te strefy nieciągłości zostały jed- mylonityzacji, związanego z poszczególnymi faza- nocześnie lub nieco później wykorzystane przez mi deformacji (np. D2 i D3). neosom migmatytów, który zatarł w wyniku re- Obserwowane w skali odsłonięć zależności krystalizacji struktury ścięciowe (Cymerman między strefami ścinań, które zbudowane są z 1987b). W czasie fazy deformacji D3 doszło rów- mylonitów z przejściami do ultramylonitów i bla- nież do rozwoju struktur budinażowo-soczewo- stomylonitów, a mezofałdami F3 wskazują, że wo-bryłowych (termin opisowy), które zbudowa- większa część stref mylonityzacji powstała w cza- ne są z monzodiorytów kwarcowych i które oto- sie trzeciej fazy deformacji D3. Rozwój stref ści- czone są przez zafałdowane migmatyty i gnejsy nania podatnego (S3) w formie lamin mylonity- (Cymerman 1987b). cznych spowodował utworzenie „pseudofałdów" W niektórych fragmentach jednostki sowio-

(fałdów ze ścinania) oraz rozwój struktur migda- górskiej w czasie fazy deformacji D3 doszło do łowych (ang. almonds structures), które przypo- anatektycznej homofanizacji gnejsów (Kryza minają nieco struktury budinażowe, ale bez kon- 1981). Proces ten mógł być związany z krótko- trastu podatności materiału między „migdałem" a trwałym zanikiem kierunkowych naprężeń tekto- skałą otaczającą (pl. VIII, 1, 2, 5; pl. IX, 7; pl. X, nicznych w strefach „cieni ciśnień", np. w strefach 2). cieni ciśnień mezo- i makrobudin amlibolitowych, W partiach paragnejsów, w których nie do- lub mógł być związany ze wspomnianym powy- szło do migmatytyzacji w czasie metamorlizmu żej okresem tensji w historii odkształcenia (przed regionalnego M3, mezofałdy F3 są geometrycznie etapem D3). Jak wynika z badań petrologicznych bardziej regularne niż fałdy F3 z migmatytów. W Kryzy (1981), większość migmatytów sowiogór- partiach tych najczęściej są to fałdy średniopro- skich powstała w wyniku migmatytyzacji dyferen- mienne lub szerokopromienne, asymetryczne (lig. cjalnej, a nie anatektycznej mobilizacji jasnych 6, 7: pl. II, 3: pl. V, 2: pl. IX, 3). składników.

Mezofałdy F2 i F3 są w wielu przypadkach trudne do rozróżnienia, ponieważ fałdy te, jak i CZWARTA FAZA DEFORMACJI 04 towarzyszące im struktury linijne, pokrywają się w stylu i orientacji (pl. II, 2; pl. III, 2; pl. VI, 1: Kolejny etap deformacji (D4) odbywał się już pl. IX, 3). Nie dotyczy to jedynie odsłonięć z w warunkach retrogresji metamorlizmu regionalnego (M4), który związany był prawdopodobnie z przykładami nadrukowywania mezofałdów F2 dość szybkim wynoszeniem jednostki sowiogór- przez mezofałdy F3 (fig. 6; pl. II, 2; pl. VIII, 2). skiej w przypowierzchniowe partie skorupy ziem- W wyniku nałożenia się fałdów F3 na fałdy F2 powstały lokalnie struktury interferencyjne, które skiej. Metamorfizm retrogresywny JW4 zaznaczył tworzą 3 typ budowli interferencyjnych (Ramsay się, między innymi: diaftoryczną krystalizacją 1967). muskowitu, chlorytyzacją biotytu i pinityzacją kordierytu (Kryza 1981). Podczas fazy deformacji D3 dalszej modyfikacji kształtów i lokalnej reorientacji doznały struk- W tym też czasie powstały, rzadko spotykane, fałdy otwarte lub załomowe F4 typu „kink-band" tury budinażowe L2. W tym czasie powstawały lub „chevron folds". Fałdy F4 odpowiadają geo- także nowe struktury budinażowe L3 (fig. 7; pl. metrycznie fałdom klas od IE do 1F i od 2E do X, 2, 3). Budinaże L3 są mniej liczne niż struktury 2F według morfologicznej klasyfikacji fałdów budinażowe L2. Morfologia, wielkość i zagęszcze- Hudlestona (1973). Lokalnie mezofałdy F4 tworzą nie budin L2 i (lub) L3 wpływa w dużym stopniu systemy fałdów sprzężonych. Powierzchnie osio- na rozwój, styl i wergencję mezofałdów F3 (lig. 7; pl. V, 2; pl. VI, 1; pl. VIII, 1). we S4 mezofałdów F4 podkreślone są najczęściej spękaniami, które miejscami mają cechy kliważu W czasie etapu deformacji D3 powstały także spękaniowego. Bardzo rzadko powierzchnie osio- mezobudiny monzodiorytowe wśród intruzji we S wyrażone są przez cienkie, dość nieregular- monzodiorytów kwarcowych w Piławie Górnej 4 ne strefy kataklazytów. Miejscami w pobliżu po- (fig. 3). Do intruzji monzodiorytów kwarcowych wierzchni osiowych S mezofałdów F występują w formie silli i dajek doszło w okresie między 4 4 żyłki pegmatytów, aplitów lub najczęściej kwarcu. fazami deformacji D2 a D3 (Cymerman 1987b). Lokalne warunki tensji między fazami deformacji PIATA FAZA DEFORMACJI £>s D2 a D3 lub na początku fazy D3 były przyczyną intruzji monzodiorytów kwarcowych, które dalej Ostatni, rozpoznany etap deformacji D5 spo- przemieszczały się wzdłuż prawie południkowej wodował powstanie nielicznych, otwartych, szero- ROZWÓJ STRl'KTl'RALNY METAMORFIKl1 SOWIOGÓRSKIEGO 117

kopromiennych struktur fałdowych F5, czasami Przedstawiona powyżej 5-etapowa sekwencja w postaci słabych ugięć fleksuralnych. W czasie deformacji tektonicznych od fazy do fazy D5, fazy deformacji D5 powstały również spękania i a także styl poszczególnych generacji struktur prawdopodobnie większa część bardzo licznych tektonicznych, nie odbiegają w zasadniczy sposób na omawianym obszarze mezouskoków. Po- od podobnych ustaleń dla innych (przede wszyst- wierzchnie tych mezouskoków charakteryzują się kim z górskiej części) fragmentów jednostki so- wyraźnie na ogół wykształconymi rysami ślizgo- wiogórskiej (por. Żelaźniewicz 1979; Głowacki wymi (pl. IX, 1, 2). Często rysy ślizgowe na 1984). Nowością jest natomiast stwierdzenie in- powierzchniach uskokowych wyznaczone są tensywnego rozwoju struktur budinażowych, któ- przez wyciągnięcie nodul kwarcowo-syllimanito- re powstały głównie w czasie fazy deformacji D2 i wych. uległy dalszej modyfikacji podczas fazy deformacji £> . Rozwój struktur budinażowych, a szcze- Młodsze od fazy Ds etapy deformacji w jed- 3 nostce sowiogórskiej były związane jedynie z de- gólnie dających się wykartować makrobudin, formacjami dysjunktywnymi, które przyczyniły odegrał znaczącą rolę w powstaniu i ewolucji się do dalszego rozwoju nowych zespołów spękań głównych makrostruktur tektonicznych w okoli- skalnych oraz regeneracji istniejących już struktur cach Piławy Górnej i Dolnej. dysjunktywnych, głównie powstałych w czasie fazy deformacji D5.

MAKROSKOPOWE STRUKTURY TEKTONICZNE

Interpretacja przedstawionych powyżej danych mezostrukturalnych z uwzględnieniem ich orientacji przestrzennej i w powiązaniu z analizą intersekcyjną nowego zdjęcia geologicznego (Cy- merman, Walczak-Augustyniak 1986) pozwala odtworzyć zasadnicze rysy budowy makrostrukturalnej omawianego obszaru. Zasadnicze ograni- czenia wykonanej poniżej analizy makrostruktu- ralnęj spowodowane są przez nierównomierne rozmieszczenie naturalnych odsłonięć, które sku- piają się głównie w dolinie rzeki Piławy. Rozległe przykrycia wychodni skał krystalicznych przez osady kenozoiczne (fig. 2, 3) uniemożliwiły wyko- nanie szczegółowej analizy makroskopowych struktur tektonicznych. Materiał obserwacyjny, zebrany z 53 odsłonięć naturalnych i 103 wko- pów badawczych, pozwala jednak — pomimo luk i nieścisłości — przedstawić zasadnicze rysy budowy makrostrukturalnej analizowanego obszaru (fig. 28). Decydujące znaczenie w rozpoznaniu makro- Fig. 9. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla do- struktur ma orientacja przestrzenna mezoskopo- meny 1. Półkula górna. Izolinie: 1 -3-5-7-10%- 1 - oś n wych struktur tektonicznych, a zwłaszcza orienta- pasa rozrzutu foliacji; 2 — pas n rozrzutu foliacji Contoured stereogram showing poles to penetrative foliation cja penetratywnej foliacji Sx. Ważne jest również in domain !. tapper hemisphere equal-area net. Contours: I- ukierunkowanie mezoskopowych struktur fałdo- 3-5-7-10%- 1 — -axis of scatter of foliation; 2 rr-circle wych i Unijnych. of scatter of foliation

ANALIZA DIAGRAMÓW MEZOSTRUKTUR TEKTONICZNYCH 11, 13, 15, 17, 19; 21, 23) oraz diagram punktowy struktur Unijnych i fałdowych (fig. 10, 12, 14, 16, Cały analizowany obszar podzielono na osiem 18, 20, 22, 24). Wykonano również tabelaryczne domen (fig. 1). Dla każdej domeny wykonano zestawienie wyników analizy statystycznej pomia- oddzielnie diagram kumulatywny foliacji (fig. 9, rów foliacji oparte na diagramach kumulatyw- 118 ZBIGNIEW CYMERMAN

struktur fałdowych (tab. 1). Zmiana kierunku nachylenia osi głównych makrofałdów znajduje również odbicie w obrazie morfologicznym, np. w przebiegu doliny rzecznej Piławy, która na obszarze domen nr 1 i 2 przebiega w kierunku NW— SE, na obszarze domen 3 i 4 jest prawie równole- żnikowa, a na obszarze domeny nr 5 układa się znowu w kierunku NW-SE (fig. 1). Przebieg gór- nego odcinka rzeki Piławy uzależniony jest ściśle od planu strukturalnego.

Fig. 10. Diagram punktowy struktur fałdowych i Unijnych dla domeny numer 1. Półkula dolna. 1 — osie mezofałdów F,; 2

— osie mezofałdów F2; 3 — osie mezofałdów F2 z zaznaczo-

ną asymetrią; 4 — osie mezofałdów F3; 5 — osie mezofałdów

F3 Z zaznaczoną asymetrią; 6 - osie mezofałdów F4; 7 —

osie mezofałdów F5; 8 - normalna powierzchni osiowej

mezofałdu F.} oznaczonego cyfrą; 9 — osie mezobudin; 10 — lineacja ziarna mineralnego; 11 — lineacja syllimanitowa Fig. 11. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla (fibrolitowa); 12 — lineacja mylonityczna (ekstensyjna); 13 - domeny numer 2. Objaśnienia jak dla figury 9 lineacja rys ślizgowych; 14 — lineacja rys ślizgowych z za- Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 2. dziorami Explanations as for Fig. 9 Stereogram of folds and lineations in domain 1. Lower he-

misphere. 1 - axes of F, folds; 2 - axes of F2 folds; 3 —

axes of F2 folds (vergence indicated); 4 - axes of F3 folds; 5

— axes of F3 folds (vergence indicated); 6 - axes of F4 folds;

7 - axes of F5 folds; 8 — normal to F5 fold axial plane (marked with a number); 9 - axes of mesoscopic boudins; 10 — mineral lineation; 11 - sillimanite (fibrolite) lineation; 12 — mylonitic (stretching) lineation; 13 - slickenside lineation; 14 - slickenside lineation with transverse steps

nych foliacji (tab. 1), a także tabelaryczne zestawienie orientacji struktur fałdowych i Unijnych dla poszczególnych domen (tab. 2). Jak wynika z analizy kumulatywnych diagra- mów foliacji, osie głównych makrostruktur fałdo- wych, wyznaczone na podstawie najwyraźniej za- znaczonego pasowego rozrzutu foliacji na diagramach (pasów n), nachylają się pod średnimi ką- tami w kierunku SE (tab. 1). Dotyczy to domen o numerach 1 (fig. 9), 2 (fig. 11), 5 (fig. 17), 7 (fig. Fig. 12. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla 21) i 8 (fig. 23). W domenach numer 3 (fig. 13), 4 domeny numer 2. Objaśnienia jak dla figury 10 (fig. 15) i 6 (fig. 19) dominuje natomiast prawie Stereogram of folds and lineations in domain 2. Explanations równoleżnikowa orientacja osi głównych makro- as for Figure 10 ROZWOJ STRUKTURALNY METAMORFIKIJ SOWIOGORSKIEGO 119

Osie głównych makrostruktur fałdowych, któ- re wyznaczono na podstawie osi n na diagramach kumulatywnych (konturowych) foliacji S,, pokrywają się generalnie z orientacją mezostruktur fazy deformacji D2, głównie mezofałdów F2, jak i z orientacją mezostruktur powstałych podczas fazy D3 (por. tab. 1 z tab. 2). Dane te mogą świadczyć, że główne makrostruktury tektoniczne na badanym obszarze, schematycznie przedstawione na figurze 28, powstały podczas faz deformacji D2 i £>3, przy nie zmieniającej się generalnie orientacji przestrzennej regionalnej elipsoidy naprężenia. Główna oś naprężenia była podczas faz deformacji D2 i D3 zorientowana w kierunku NNE-SSW.

Fig. 14. Diagram punktowy struktur fałdowych i Unijnych dla domeny 3. Objaśnienia jak dla figury 10 Stereogram of folds and lineations in domain 3. Explanations as for Figure 10

Fig. 13. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla domeny 3. Objaśnienia jak dla figury 9 Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 3. Explanations as for Figure 9

Analiza diagramów kumulatywnych foliacji wyznacza osie makrofałdów cylindrycznych, co między innymi było podstawą rozważań Jamrozi- Fig. 15. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla ka (1980). Przyjęcie jednak niecylindryczności domeny 4. Objaśnienia jak dla figury 9 form geometrycznych makrofałdów, co znajduje Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 4. częściowe potwierdzenie w obserwacjach mezofał- Explanations as for the figure 9 dów, sugeruje, że analizowane tutaj budowle makrostrukturalne będą skomplikowane geome- dów w poszczególnych domenach, chociaż jest to trycznie i to nie tylko lokalnie. Odtworzenie geo- duże uproszczenie rzeczywistego obrazu makro- metrii niecylindrycznych makrofałdów, między in- strukturalnego. Po przyjęciu cylindryczności mak- nymi wskutek tego, że około 65% analizowane- rofałdów można wykorzystać orientacje osi głów- go obszaru znajduje się pod przykryciem osadów nych, mniej wyraźnych i najsłabiej zaznaczonych kenozoicznych, jest praktycznie niewykonalne. makrofałdów, które zostały wyznaczone na pod- Dlatego zmuszeni jesteśmy przyjąć koncepcję stawie pasa n i osi n rozrzutu foliacji na diagra- cylindryczności form geometrycznych makrofał- mach kumulatywnych. 120 ZBIGNIEW CYMERMAN

zasad w geologii strukturalnej. Pierwszy W. Gro- cholski (1964) przedstawił model nakładania się

fałdów F3 na system starszych fałdów F2. Prze- fałdowanie starszych makrofałdów F2 przez system fałdowy F3 w jednostce sowiogórskiej było przedstawione również przez Oberca (1972). Na przemodelowanie planu strukturalnego miała

więc decydujący wpływ faza deformacji D3. Nale- ży jednak zaznaczyć, że do reorientacji głównych makrofałdów na omawianym obszarze mogło

dojść także pod wpływem faz deformacji D4 i D5; mogą o tym świadczyć, ale nie muszą, najsłabiej zaznaczone osie n i pasy n na diagramach kumulatywnych foliacji.

Fi'g. 16. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla domeny 4. Objaśnienia jak dla figury 10 Stereogram of folds and lineations in domain 4. Explanations as given in Figure 10

Fig. 18. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla domeny 5. Objaśnienia jak dla figury 10 Stereogram of folds and lineations in domain 5. Explanations as for Figure 10

Powyższe rozważania mają znaczenie tylko w przypadku ścisłego przypisania osiom n i pasom 7c głównych, mniej wyraźnych i najsłabiej zazna-

Fig. 17. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla czonych na diagramach kumulatywnych foliacji domeny 5. Objaśnienia jak dla figury 9 konkretnych faz deformacji tektonicznych. Nie- Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 5. stety, główna oś 7t może oznaczać zarówno mak- Explanations as for Figure 9 rofałd F2 lub F3, jak i współosiowy (tautozonal- ny) makrofałd F2 + 3. Osie n mniej wyraźne na Orientacja osi makrofałdów drugorzędnych, diagramach kumulatywnych foliacji wskazywać które zostały wyznaczone na podstawie mniej mogą osie makrofałdów F2 lub F3, a także osie wyraźnego pasowego rozrzutu foliacji na diagra- makrofałdów młodszych, np. F4 lub F5, zwła- mach kumulatywnych, różni się najczęściej o 20- szcza dla obszaru domen nr 1, 5, 6 i 7. Najwięk- 30° w stosunku do kierunku nachylenia osi fał- sze problemy interpretacyjne istnieją jednak dla dów głównych (tab. 1). Powyższe fakty można osi n najsłabiej zaznaczonych na diagramach ku- wytłumaczyć za pomocą zasady superpozycji mulatywnych foliacji, którym najłatwiej i naj- struktur tektonicznych, jednej z podstawowych prościej byłoby przypisać wpływy ostatnich, naj- ROZWÓJ STRl'KTI 'RA LNY META MOR FIK l! SOWIOGÓRSKIEGO 121

Fig. 19. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla Fig. 21. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla domeny 6. Objaśnienia jak dla figury 9 domeny 7. Objaśnienia jak dla figury 9 Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 6. Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 7. Explanations as for Figure 9 Explanations as for Figure 9

Fig. 20. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla domeny 6. Objaśnienia jak dla figury 10 Fig. 22. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla Stereogram of folds and lineations in domain 6. Explanations domeny 7. Objaśnienia jak dla figury 10 as for Figure 10 Stereogram of folds and lineations in domain 7. Explanations as for Figure 10

słabiej zaznaczonych w strukturach, faz deforma-

cji D4 i Ds. Istnieje jeszcze inne wytłumaczenie skalnych (fig. 27). Należy podkreślić fakt, że naj- danych otrzymanych z diagramów. Przedstawio- częściej spotykane orientacje foliacji mylonity- no je w dalszej części pracy. cznej, jak i powierzchni mezouskoków pokrywają W formie diagramów kumulatywnych przed- się dokładnie. Powierzchnie mezouskoków i folia- stawiono dla całego badanego obszaru orientację cji mylonitycznej są najczęściej pionowe lub stro- foliacji mylonitycznej (fig. 25), powierzchnie me- me i w większości zapadają ku NE lub SW. Na zouskoków (fig. 26) oraz powierzchnie spękań podstawie orientacji rys ślizgowych (tab. 2) pra-

17 - Geologia Sudetica XXIII, 2 122 ZBIGNIEW CYMERMAN

Fig. 23. Diagram kumulatywny penetratywnej foliacji dla Fig. 25. Diagram kumulatywny foliacji mylonitycznej dla domeny 8. Objaśnienia jak dla tigury 9 całego obszaru. Półkula górna. Liczba pomiarów — 99. Izoli-

Contoured stereogram of penetrative foliation in domain 8. nie: 1-3-5%. Maksima: 030/90° (6,0°/0) i 060/60° (6,0%) Explanations as for Figure 9 Contoured diagram of mylonitic foliation for the whole area. Upper hemisphere. 99 measurements. Contours: 1-3-5%. Maximum: 030/90° = N60W.90N (6,0%) and 060/60° = N30W, 60E (6,0%)

Fig. 24. Diagram punktowy struktur fałdowych i linijnych dla domeny 8. Objaśnienia jak dla figury 10 Stereogram of folds and lineations in domain 8. Explanations as for Figure 10

Fig. 26. Diagram kumulatywny powierzchni mezouskoków dla całego obszaru. Półkula górna. 150 pomiarów. Izolinie: 1- 3-5-7-10%. Maksima: 030/90° (10,0%) i 060/70° (8,0%) wie wszystkie uskoki na badanym obszarze mo- Contoured stereogram of mesofaults for the whole area. Up- żna zaliczyć do typu zrzutowo-przesuwczego. per hemisphere. 150 measurements. Contours: 1-3-5-7-10%. o Spękania skalne są często zabliźnione materiałem Maximum: 030/90° = N60W, 90N (10,0 /o) and 060/70° kwarcowo-skaleniowym lub żyłami kwarcu. = N30W, 70E (8,0%) ROZWÓJ NTRI KU RUNY METAMORFIKl' SOWIOGÓRSKIEGO 123

fragmenty kompleksu ofiolitowego przeszły już dalszą ewolucję tektonometamorficzną wspólnie z gnejsami i migmatytami. Podobny pogląd wyraził Żelaźniewicz (1985), który stwierdził „wtłoczenie tektonicznych plastrów" wyciętych z granulitów wzdłuż stref ścinania podatnego przed- lub syn- tektonicznie z początkiem drugiej fazy deformacji

D2. Porozrywane tektonicznie fragmenty skorupy oceanicznej w formie łusek lub makrobudin już

podczas fazy deformacji D2 wpływały aktywnie na rozwój makrostruktur jednostki sowiogórskiej. Ich decydujący wpływ na ewolucję makrostruktur spowodowany był zasadniczymi różnicami w gę- stości i lepkości między amfibolitami a otaczają-

Fig. 27. Diagram kumulatywny powierzchni spękań dla całe- go obszaru. Półkula górna. 312 pomiarów. Izolinie: 1-2-3%. Maksima: 210/80° (4,5%) Contoured stereogram of fractures for the whole area. Upper hemisphere. 312 measurements. Contours: 1-2-3%. Maxi- mum: 210/80° = N60W, 80S (4,5%)

MAKROSOCZEWY SKAL ZASADOWYCH

Zagadnieniem nie podnoszonym dotychczas w analizach strukturalnych jednostki sowiogór- skiej jest rola i znaczenie makrosoczew, makro- brył lub makrobudin, które zbudowane są głów- nie 7. amfibolitów, w ewolucji makrostrukturalnej metamorfiku sowiogórskiego. Na badanym obszarze występują różnej wielkości i geometrii soczewy (budiny) amfibolitowe, które stanowią obok gnejsów i migmatytów główny składnik litologiczny wschodniej części jednostki sowiogór- skiej (fig. 2, 3). W znacznej części makrosoczewy amfibolitowe są prawdopodobnie rozczłonkowanymi tektonicznie i zmodyfikowanymi przez dalsze procesy tektonometamorficzne fragmentami łusek (pła- Fig. 28. Blokdiagram badanego obszaru z sześcioma pi/.ck ro- szczowin), podsuwającej się obdukcyjnie od pół- jami ilustrującymi styl morfologiczny, orientacje i wpływ mak- nocy pod jednostką (płaszczowiną) sowiogórską rosoczew i (lub) makrobudin na budowę makrostrukturalną staropaleozoicznej skorupy oceanicznej (Cymer- Objaśnienia: czarne soczewy — amfibolity; krzyżyki - mon- man 1987a). „Umiejscowienie" tych makrosoczew zodioryty kwarcowe; kreski — gnejsy i migmatyty amlibolitowych związane jest najprawdopodob- Block diagram of the study area with six cross-sections illustrating the style, orientation and influence of map-scale niej z długo trwającą fazą deformacji D2 (Cymer- amphibolite lenses and/or boudins on its structure. Explana- man 1987a). Od etapu deformacji D2 i syntekto- tions: black lenses — amphibolites; crosses — quartz monzo- nicznego metamorfizmu M2 rozczłonkowane diorites; broken lines - gneisses and migmatites 124 ZBIGNIEW CYMERMAN cymi je gnejsami i migmatytami. Właściwości fi- na obszarze domen nr 3, 4, 6, a także częściowo zyczne skał ulegały także zmianom podczas kolej- w domenie nr 7 (fig. 29a). Zależność ta mogłaby nych etapów regionalnego metamorfizmu. Po- być wytłumaczona przefałdowaniem głównych czątkowo ostrokrawędziste łuski lub makrokliny makrofałdów F2 lub F3, o osiach nachylających tektoniczne, zbudowane ze skał kompleksu ofioli- się ku SE, przez młodsze systemy makrofałdów, towego, były rozrywane na coraz mniejsze frag- to znaczy fałdów F4 lub F5, o osiach nachylają- menty (makrobudiny), przemieszczane wzdłuż cych się ku NE. Niestety ani orientacja mezosko- stref ścinań w gnejsy sowiogórskie, wycieniane powych fałdów F4 i F5 (tab. 2), ani też orientacja (szyjkowanie makrobudin), aż do ich dalszej seg- osi n najsłabiej zaznaczonych na diagramach mentacji, rotowane i modyfikowane w formie kumulatywnych foliacji, a tym bardziej osi n II- podczas długotrwałej i skomplikowanej ewolucji rzędnych (mniej wyraźnych) na diagramach ku- tektonometamorficznej jednostki sowiogórskiej. mulatywnych foliacji (tab. 1) nie pokrywa się w Wielkość, formy geometryczne i zagęszczenie większości przypadków z zakładaną orientacją makrosoczew amfibolitowych były różne w róż- osi młodszych, nałożonych struktur fałdowych nych częściach jednostki sowiogórskiej. Powsta- (W. Grocholski 1969; Oberc 1972). Dlatego ko- nie i dalsza ewolucja tych form strukturalnych nieczna jest inna próba wytłumaczenia zmiany wywarły duży wpływ na rozwój makrostruktur przebiegu osi głównych makrofałdów w środko- omawianego obszaru (fig. 28). Dane geofizyczne wej części analizowanego obszaru. dla przedgórskiej części metamorfiku sowiogór- Interpretacja wyraźnej zmiany orientacji osi skiego wskazują na płytkie (od 1 do 1,5 km od głównych makrofałdów jest przedstawiona sche- obecnej powierzchni terenu) występowanie pod matycznie na figurze 29. W celu wyjaśnienia jednostką sowiogórską skał zasadowych i ultraza- zmiany kierunku nachylenia osi głównych mak- sadowych (Znosko 1981). rofałdów przyjęto, że początkowa orientacja osi

makrofałdów F2 była prawie równoleżnikowa, a następnie doszło do ich rotacji. Prawdopodobnie

INTERPRETACJA OBRAZU MAKROSTRUKTUR w wyniku zróżnicowanego i szybszego przemie- TEKTONICZNYCH szczania się pod wschodnią częścią jednostki so- wiogórskiej łusek lub płaszczowin skorupy ocea- Kluczowe znaczenie w interpretacji budowli nicznej doszło do jednoczesnej reorientacji mak- makrostrukturalnych ma orientacja głównej osi rofałdów F2, które rozwijały się w nasuwającej 7i, odpowiadającej osi głównego makrofałdu w się ku północy płaszczowinie sowiogórskiej (Cy- danej domenie (tab. 1). Do zmiany kierunku na- merman 1987a). Kąt rotacji był różny w poszcze- chylenia osi głównego makrofałdu od kierunku gólnych domenach strukturalnych i był związany sudeckiego, to znaczy kierunku NW-SE, do ściśle z różnicą wartości wektorów przemieszczeń orientacji prawie równoleżnikowej doszło w częś- między zachodnim a wschodnim bokiem poszcze- ci środkowej analizowanego obszaru, to znaczy gólnych łusek skorupy oceanicznej. Zwrot rotacji

Tabela 1. Charakterystyka diagramów kumulatywnych penetratywnej foliacji dla poszczególnych domen Summary of data from contoured stereograms of penetrative foliation for individual domains

Liczba Liczba Numer Maksimum foliacji Osie makrofałdów - osie it odsłonięć pomiarów domeny Maximum of foliation Axes of macrofolds — Tt-axes Number Number Domain of outcrops of measu- 0 orientacja główna mniej wyraźna najsłabiej zaznaczona number investigated rements orientation main less marked least marked

1 6 102 13,7 127/53 (N37E, 53E) 158/45 110/50 073/40 2 13 204 8,3 080/50 (N10W, 50E) 138/35 112/45; 163/24 047/46 3 9 112 10,7 118/30 (N28E, 30E) 108/30 135/31; 080/25 042/41 4 6 149 10,7 020/80 (N70W,80N) 100/55 157/21 340/45 5 12 182 9,9 103/43 (N13E, 43E) 127/40 075/31 033/69 9,9 125/42 (N35E, 42E) 6 1 101 7,9 260/80 (N10W.80W) 085/40 325/80 043/40; 350/15 5,9 060/40 (N30W, 40E) 7 3 136 11,0 055/60 (N35W, 60E) 117/40 338/36; 137/21 003/49; 077/60 8 3 73 11,0 195/75 (N75W, 75S) 128/44 130/65 Tabela 2. Charakterystyka orientacji struktur fałdowych i linijnych dla poszczególnych domen Orientation of folds and lineations in individual domains

Kierunki i kąty nachylenia struktur; w przypadku dużej liczby pomiarów podano wartości skrajne Trend/plunge angles; in case of large amount of measurements extreme values are given

fałdy lineacje folds lineations Numer domeny lineacja rys Domain lineacja lineacja lineacja lineacja rys ślizgowych number mineralna osie budin syllimanitowa mylonityczna ślizgowych z zadziorami tC £ U, <*ł M mineral * boudin axes sillimanite mylonitic slickenside slickenside lineation lineation lineation lineation lineation with transverse steps < c c u c u u c u r u r u § S — 3 1 q 0 i 5 -A S i O £ 225/30 120/35 § 085-175/25-50 uyj-ijj/ju-ou 060-200/10-60 095-165/40-55 120-150/35-80 UZJ uou/iu-zu

(305/35) (200/80) (275/15) 055-230/25-75 S (260/70) 5 o I^s -Bl - 1

135/40 270-190/05-75 020/30 305-360/40-70 r 055-140/15-80 r u c 335-195/00-60 290-310/20-35 285-345/00-55 a (265/20) 140-205/30-35 (045/05) 105-190/05-55 110-155/05-40 SO r s SC W rj "i \ 5 Dm 5 ti o D

030-130/15-75 025-160/15-80 A (N O so 255-225/00-80 325-025/1045 275-180/20-70 355-190/05-75 'n _ «o «^T A, ^ T im/I5~ nt "i cr3 \ i o r-

r^ 320/20 v —

— 150-185/45-60 O c o r- iii o" 070/60 >o 7 155/55 t^st' i r- 8 t— in ' C M o r* 2 r «• C «/ O «AT — «/-> d r c* C V 1 c 8 1 It > | o v-i

335-170/00-45 m o -H 1

330-180/05-80 310-065/05-75 Q — (N o so i O r —< ^ lo

135-175/10-40 O

(310/05) ITI «A r O^ O 1 CM 275/10 010-050/50-70 070/55 t T

165-175/60-70 C

n 005-070/35-50 110-150/15-55 - C «/ d so ĆN t^ ^ r« C i. i "T i M •i i r 250/35 O (250/30) (240/55) 126 ZBIGNIEW CYMERMAN

tych tusek był prawoskrętny (dekstralny), jedynie - w domenie nr 6 zwrot rotacji był lewoskrętny. Świadczą o tym między innymi orientacje mezostruktur tektonicznych w wyżejległych gnejsach. Domena numer 6, podobnie jak domeny nr 4 i 7, znajdowała się prawdopodobnie nad jedną, roz- ległą łuską ofiolitową. Dlatego też na obszarze domen nr 4, 6 i 7 nie doszło do zrotowania osi głównych makrofałdów (totainy kąt rotacji = 0°), chociaż w skali poszczególnych domen zaznaczy- ły się rotacje tych osi o kąt około 15° (lewoskręt- ny w domenie nr 6 i prawoskrętny w domenie nr 7). Charakterystyczna „esowata" orientacja kie- runków nachylenia osi głównych makrofałdów spowodowana była dominującą prawoskrętną ro- tacją poszczególnych łusek kompleksu ofiolitowego, które przemieszczały się ku południowi z różną szybkością pod „krą" sowiogórską. Dodatkowe poparcie dla przedstawionego po- wyżej modelu znajduje się także w obrazie orientacji przestrzennej osi makrofałdów najsłabiej zaznaczonych w budowie strukturalnej omawianego obszaru (tab. 1; fig. 29). Jeżeli uwzględni się odpowiednie wartości oraz zwroty kątów rotacji osi głównych makrofałdów, to otrzymana w ten sposób przedrotacyjna orientacja osi najsłabiej zaznaczonych makrofałdów będzie zbliżona do kierunków prawie południowych (fig. 29). Dlate- go można przyjąć, że zrekonstruowana, południ- kowa orientacja osi najsłabiej zaznaczonych mak- rofałdów wskazuje na pierwotną orientację osi

Fig. 29. Interpretacja obrazu strukturalnego badanego obsza- najstarszych makrofałdów Ft. Dane te są zgodne ru, a — kierunki nachylenia osi makrofałdów w 8 domenach. z południkowymi orientacjami fałdów Fx, które Objaśnienia: grube, długie strzałki — osie główne; cienkie, zostały rozpoznane przez W. Grocholskiego krótkie strzałki — osie mniej wyraźne: strzałki z linią przery- waną — osie najsłabiej zaznaczone na diagramach kumula- (1967, 1969, 1975). tywnych: b — blokdiagram interpretacyjny figury 29a. Objaś- Przedstawiona powyżej próba interpretacji nienia w tekście budowy makrostrukturalnej badanego obszaru w Interpretation of macrostructural pattern of the study area, a powiązaniu z ustaloną 5-etapową sekwencją de- - trends of macrofolds axes in eight of the domains. Expla- formacji oraz z uwzględnieniem roli łusek ofioli- nations: thick, long arrows — main axes; thin, short arrows towych (Cymerman 1987a) pozwala wypunkto- - less distinct axes; broken arrows — least distinct axes from the stereograms; b — block diagram showing interpretation wać zasadnicze rysy w ewolucji strukturalnej jed- of Figure 29a. See the text for explanation nostki sowiogórskiej.

ROZWOJ STRUKTURALNY JEDNOSTKI SOWIOGORSKIEJ

Pierwotny kompleks osadowy o miąższości ski 1955; Kryza 1981), z osadów suprakrustal- kilku tysięcy metrów, zbudowany z fliszowatych nych powstały paragnejsy ze sporadycznie noto- serii piaszczysto-mułowcowych i szarogłazowych wanymi reliktami staurolitu i andaluzytu (Mo- (W. Grocholski 1967; Kryza 1981; Gunia 1985), rawski 1973). W formie reliktowej występuje rów- powstał najprawdopodobniej w ryfeju (Gunia nież dysten, głównie w granulitach (Morawski 198la, 1984, 1985). W czasie orogenezy kadom- 1973; Kryza 1981). Parageneza dysten-staurolit- skiej, a może kaledońskiej(?) i synorogenicznego -granat jest charakterystyczna dla metamorfizmu metamorfizmu progresywnego (M^ w warunkach kadomskiego (typu Dalradian) dla obszaru całego facji amfibolitowej, a nawet granulitowej (Polań- Masywu Czeskiego (Suk et al. 1984). Obecność ROZWÓJ STRl'KTl'RALNY METAMORFIKl1 SOWIOGÓRSKIEGO 127

dystenu i almandynu wskazuje na warunki wyso- cję osi makrofałdów F2 w wyżejległej płaszczowi- kich ciśnień i wysokich temperatur podczas meta- nie sowiogórskiej. morlizmu Aft (Morawski 1973). W tym czasie w W tym okresie rozpoczął się rozwój makrofał- wyniku deformacji Dx powstały reliktowe mezo- dów F3 O osiach zorientowanych w kierunku fałdy F,, penetratywna foliacja Su lineacja mine- NW-SE. Makrofałdy F3 praktycznie nie wykazu- ralna Lt oraz prawdopodobne makrofałdy o ją objawów rotacji osi (fig. 29). Dlatego wydaje pierwotnej orientacji osi zbliżonych do kierunku się prawdopodobne, że makrofałdy F3 powstały północ-południe. w okresie stopniowego zanikania zróżnicowanych Kolejne etapy deformacji i metamorfozy jed- przemieszczeń w łuskach rozerwanego kompleksu nostki sowiogórskiej związane były z orogenezą ofiolitowego. waryscyjską lub kaledońsko-waryscyjską. Jed- Nachylenia osi makrofałdów F2 i F3 w kie- nostka sowiogórska została odkłuta (złuszczona) runku południowo-wschodnim zostały spowodo- od kadomidów Masywu Czeskiego w głębokim wane znacznie szybszym pogrążaniem się wschod- poziomie intersekcyjnym i przemieszczona tekto- niej części jednostki sowiogórskiej niż części cen- nicznie w formie płaszczowiny ku północy na tralnej lub zachodniej tej jednostki. Proces ten transportowane obdukcyjnie ku południowi łuski spowodowany był wzrostem zarówno miąższości, lub płaszczowiny, zbudowane ze skał kompleksu jak i ciężaru tej szczególnej pod względem tek- ofiolitowego Ślęży (Cymerman 1987a). Zbliżanie tonicznym partii marginalnej Masywu Czeskiego. się do siebie tych jednostek, a następnie nasuwa- Budowa makrostrukturalna badanego obsza- nie się płaszczowiny sowiogórskiej na łuski lub ru jest wynikiem długotrwałego, od syluru po imbrykacje kompleksu ofiolitowego, odbywało się dewon górny, ciągłego procesu tektonicznego (w prawdopodobnie na głębokościach rzędu kilku- skali regionalnej), który obejmował kolejne etapy nastu kilometrów od powierzchni, rozpoczęło się deformacji Z>2 i D3 oraz syntektoniczny metamor- w sylurze i trwało przez cały dewon. iizm regionalny w facji amfibolitowej. Suk et al. Początkowo płaszczowina („kra") sowiogór- (1984) uważają paragenezę mineralną kordieryt- ska przemieszczała się wzdłuż powierzchni odkłu- -syllimanit za charakterystyczną dla metamorfiz- cia na podążających również ku północy, ale mu waryscyjskiego w obrębie Masywu Czeskiego. znacznie wolniej, innych jednostkach sudeckich, Kordieryt i syllimanit występuje również w gnej- np. metamorfiku kamieniecko-niemczańskim. W sach i migmatytach sowiogórskich (Morawski 1973; August, Kryza 1979; Kryza 1981; Żelaźnie- tym czasie powstawały makrofałdy F2 o osiach zorientowanych prawie prostopadle do kierunku wicz 1983, 1984). transportu tektonicznego i przebiegających w kie- W wyniku pogrążania się jednostki sowiogór- runku wschód-zachód. Z chwilą jednak, gdy spą- skiej w czasie fazy deformacji D3 doszło w niej do gowa część odkłutej płaszczowiny sowiogórskiej nasilenia procesów termicznych, magmowych i nasunęła się na łuski, zbudowane z rozczłonko- metamorficznych. Prawdopodobnie w tym okre- wanych ofiolitów, które przemieszczały się ku sie rozwinęła się część granitoidów niemczań- południowi, dalsza ewolucja strukturalna jednost- skich, być może najstarsza część granitoidów ki sowiogórskiej stała się znacznie bardziej strzegomskich, oraz doszło do dalszej migmatyty- skomplikowana. zacji jednostki sowiogórskiej. Od etapu deformacji £>3 rozpoczyna się wynoszenie jednostki so- Pod wschodnią częścią płaszczowiny sowio- wiogórskiej razem z niżej ległymi łuskami ofiolito- górskiej prawdopodobnie przemieszczały się szyb- wymi Proces wynoszenia tych jednostek mógł ciej łuski lub płaszczowiny ofiolitowe o znacznie być spowodowany rozwojem diapirów płaszcza większych miąższościach niż pod centralną lub (Cymerman 1987a) i (lub) intensyfikacją procesów zachodnią częścią jednostki sowiogórskiej. Zró- kopułotwórczych (Michniewicz 1981). żnicowany ruch przesuwczy między poszczególny- mi łuskami ofiolitowymi spowodował różną rota-

WNIOSKI 1. W okolicach Piławy Górnej i Dolnej 2. Podobny styl morfologiczny i zbliżone stwierdzono 5-etapową sekwencję deformacji tek- orientacje osi mezofałdów F2 i F3 wskazują, że tonicznych, od Dx do D5, na podstawie stylu, fazy deformacji D2 i D3 charakteryzowały się orientacji i superpozycji pięciu generacji mezo- podobną orientacją przestrzenną regionalnej elip- skopowych struktur tektonicznych. soidy naprężenia. 128 ZBIGNIEW CYMERMAN

3. Po raz pierwszy stwierdzono w jednostce ką sowiogórską zespołu łusek lub imbrykacji, sowiogórskiej, że w czasie fazy deformacji D2 zbudowanych ze złuszczonych obdukcyjnie i roz- doszło do intensywnego rozwoju struktur budina- członkowanych fragmentów staropaleozoicznej żowych, które uległy modyfikacjom podczas fazy skorupy oceanicznej (ofiolitu Ślęży).

D3. Struktury budinażowe, szczególnie makrobu- 8. Makrostruktury fałdowe F3 o osiach zo- diny, wywarły istotny wpływ na budowę makro- rientowanych w kierunku NW-SE powstały w strukturalną analizowanego obszaru. okresie zanikania zróżnicowanych przemieszczeń 4. Liczne, ale o niewielkich miąższościach, w niżejległych łuskach ofiolitowych. strefy ścinań podatnych (strefy mylonityczne lub 9. Nachylenie osi makrofałdów F2 i F3 oraz rzadziej blastomylonityczne) zorientowane są naj- zdecydowanej większości mezofałdów F2 i F3 częściej w kierunkach południkowych (fig. 25). spowodowane było szybszym i głębszym pogrąże- Znacznie liczniejsze od stref mylonitycznych są niem się wschodniej i południowo-wschodniej strefy ścinań kruchych z tektoglifami (fig. 26). części jednostki sowiogórskiej. 5. Analiza diagramów kumulatywnych foliacji, 10. Budowa makrostrukturałna w okolicach wykonana dla 8 domen strukturalnych, wskazuje Piławy Górnej i Dolnej jest wynikiem długotrwa- na możliwość istnienia makrofałdów Fu które w łego i ciągłego w skali regionalnej procesu tekto- czasie fazy deformacji charakteryzowały się nometamorficznego, który obejmował etapy de- prawie południkową orientacją osi i ich nachyle- formacji D2 i D3 oraz progresywny metamorfizm niem ku północy. regionalny M2 i M3. 6. Makrostruktury fałdowe F o początko- 2 11. Główne deformacje, tj. fazy deformacji D2 wych orientacjach osi zbliżonych do kierunku i D3, były ściśle związane z obdukcją skorupy W-E, w czasie dalszej ewolucji strukturalnej, oceanicznej, jej rozczłonkowywania i przemie- głównie podczas fazy D3, zostały zrotowane pra- szczania prawdopodobnie w czasie faz starowa- woskrętnie do kierunku NW-SE. ryscyjskich lub kaledońsko-waryscyjskich. 7. Rotacja makrofałdów F spowodowana by- 2 Panu Profesorowi dr. hab. Marianowi Dumiczowi dzię- ła zróżnicowanym przemieszczaniem pod jednost- kuję za wnikliwe przeczytanie maszynopisu i cenne uwagi.

LITERATURA

AUGUST C, KRYZA R„ 1979: Syllimanit w gnejsach i — 1987b: Próba określenia wieku głównych faz deformacji migmatytach bloku sowiogórskiego. Syllimanite in gneis- w metamorfiku sowiogórskim. Trial of definition of the ses and migmatites of the Sowie Góry block (Sudetes). main phases deformation ages in the Sowie Góry meta- Geol. Sudetica, 14/2, s. 142-152. morfic rocks. Prz. Geol., 35/10, w druku. BEDERKE E.. 1929: Die varistische Tektonik der mittleren CYMERMAN Z., WALCZAK-AUGUSTYNIAK M, 1986: Sudeten. Forsch. Geol. Palaont., 7/23, s. 429-524. Szczegółowa mapa geologiczna Sudetów w skali 1:25 000, — 1931: Die moldanubische Oberschiebung im Sudetenvor- arkusz Dzierżoniów (z objaśnieniami). Arch. Państ. Inst. lande. Centralbl. Miner. Geo!, etc. B, s. 394-408. Geol, Warszawa, s. 1-125. — 1934: Sudetenrand und Eulengneisproblem; Von deuts- DEPCIUCH T, LIS J„ SYLWESTRZAK H„ 1980: K-Ar chen Osten. Veroff. Schles. Ges. Erdk. E. V., 21, s. 351-366. ages of the Owl Mts gneiss raft. Acta Geol. Pol., 30/4, s. BREEMEN O. van, BOWES D.R., AFTALION M„ ŻELA- 501-517. ŹNIEWICZ A., 1988: Devonian tectonothermal activity DZIEDZICOWA H, 1979: Deformacje i metamorfizm we in the Sowie Góry gneissic block, Sudetes, Southwestern wschodnim obrzeżeniu gnejsów sowiogórskich. Deforma- Poland: evidence from Rb-Sr and U-Pb isotopic studies. tion and metamorphism in the region east of the Sowie Ann. Soc. Geol. Polon., 58, s. 5-21. Góry gneissic massif. Materiały Konferencji Terenowej, s. CLOOS H., 1922: Der Gebirgsbau Schlesiens und die Stellung 53-61. seiner BodenschStze. Berlin, s. 1-107. GŁOWACKI Z, 1984: Styl i sekwencja mezostruktur pocho- CWOJDZIŃSKI S., 1977: Główne etapy ewolucji tektogenu dzenia tektonicznego w masywie górskim Wielkiej Sowy waryscyjskiego Polski w interpretacji tektoniki płyt. (Góry Sowie, Sudety). The style and sequence of tectonic Main stages in evolution of Polish variscan tectogen in mesostructures in Wielka Sowa massif (Sowie Mts, Sude- the light of plate tectonics. Prz. Geol, 21/11, s. 579-583. tes). Acta Univ. Wrat., 529. Pr. Geol.-Min., 9, s. 37-65. CYMERMAN Z., 1984: Klasyfikacja morfologiczna, termino- GROCHOLSKI A, 1986: Proterozoic and Palaeozoic of logia i geneza foliacji. Morphological classification, termi- Southwestern Poland in a Light of New Data. Biul. Inst. nology and origin of foliations. Kwart. Geol., 28, 3/4, s. Geol., 355, Geol. of Poland 1, s. 7-29. 457-490. — 1987: Fragments of oceanic crust in the Variscan base- — 1987a: Związek ofiolitu Ślęży z waryscyjską strukturą ment of south-western Poland. Prz. Geol., 35/5, s. 244- metamorfiku sowiogórskiego. Connection of the Ślęża 247. ophiolite with the Variscan structure of the Sowie meta- GROCHOLSKI W, 1964: Drobne struktury masywu Wiel- morphic rocks. Prz. Geo!., 35/6, s. 304-312. kiej Sowy. Minor structures of the Wielka Sowa Massif ROZWÓJ STRl'KTI 'RA LNY META MOR FIK l! SOWIOGÓRSKIEGO 129

(Sowie Góry Mts). Rocz. Pol. Tow. Geol., 34, s. 509-530. w strefie granicznej Sudetów Zachodnich i Wschodnich. — 1967: Tektonika Gór Sowich. Structure of the Sowie Acta Geol. Polon., 7/1, s. 1-27. Mts. Geol. Sudetica, 3, s. 181-234. — 1960: Podział geologiczny Sudetów. Geological subdivi- — 1969: Mezostruktury obszaru gnejsów sowiogórskich na sion of the Sudetes. Pr. Inst. Geol., 30/2, s. 309-354. Przedgórzu Sudeckim. Mesostructures of the Sowie Góry — 1966a: Ewolucja Sudetów w świetle teorii geosynklin. gneisses in the Foreland of the Sudetes Mts. Rocz. Pol. Evolution of the Sudetes in the light of the geosyncline Tow. Geol., 39/4, s. 651-674. theory. Pr. Inst. Geol., 47, s. 1-92. — 1975: Zagadnienia petrologiczne i tektoniczne gnejsów — 1966b: Górotwór staroassyntyjski na Dolnym Śląsku. Z sowiogórskich. Przew. 47 Zjazdu Pol. Tow. Geol., s. 109- geologii Ziem Zachodnich. Wrocław. 115. — 1968: Granica między strukturą zachodnio- i wschodnio- GUNIA T., !981a: The first discovery of Precambrian micro- sudecką. Boundary between the Western-Sudetic structu- flora in paragneisses of the Sowie Góry Mts., Sudetes. re and the Eastern-Sudetic structure. Rocz. Pol. Tow. Bull. Acad. Sci. Polon., 29/2, s. 39-47. Geol., 38, 2-3. — 1981b: Mikroflora z paragnejsów Gór Sowich (Sudety). — 1972: Budowa geologiczna Polski. 4. Tektonika, cz. 2. Microflora from paragneisses of Sowie Góry Mts, Sude- Sudety i obszary przyległe, s. 307, Wyd. Geol., Warszawa. tes. Geol. Sudetica 16/2, s. 7-21. POLAŃSKI A., 1955: Studia nad metamorfozą formacji kry- — 1984: Mikroflora z drobnoziarnistych paragnejsów okolic stalicznych Gór Sowich. Arch. Miner., 18/2, s. 211-284. Jugowic (Góry Sowie - Sudety). Microflora from fine- RAMBERG H., 1955: Natural and experimental boudinage -grained paragneisses of Jugowice vicinity (Sowie Mts, and pinch and swell structures. J. Geol, 63, s. 512-526. Sudetes). Geol. Sudetica, 17/1, s. 7-17. RAMSAY J.G., 1967: Folding and Fracturing of Rocks. Mc — 1985: Pozycja geologiczna bloku sowiogórskiego i jego Graw Hill, New York, s. 568. wpływ na paleogeografię paleozoiku Sudetów Środko- SUK M. et al., 1984: Geological History of the Territory of the wych. Geological position of the Sowie Góry block and Czech Socialist Republic. Prague, s. 400. its influence on the paleogeography of the Paleozoic of SUESS F., 1926: Intrusiontektonik und Wandertektonik im Central Sudetes. Geol. Sudetica, 20/2, s. 83-116. varistischen Grundgebirge. Berlin, s. 268. HUDLESTON P. J., 1973: Fold morphology and some geolo- — 1935: Der Lugische Bau in seinen Verhaltnis zur varistis- gical implications of theories of fold development. Tecto- chen Orogenese. Mitt. Geol. Ges., 28. nophysics, 16/1, s. 1-46. TEISSEYRE H., 1956: Kaledonidy sudeckie i ich waryscyjska KOSSMAT F, 1925: Erscheinungen und Probleme des przebudowa. The Sudetes Caledonides and their variscan Oberschiebungsbaues im varistischen Gebrigen Sachsen reconstruction. Prz. Geol., 6/3. und der SudetenlSnder. Centralbl. Miner. B., s. 348-358. — 1964: Some remarks on the structural evolution of the KRYZA R, 1981: Migmatytyzacja w gnejsach północnej częś- Sudetes. Acta Geol. Polon., 14, 4. ci Gór Sowich. The migmatitisation of the gneisses of the — 1975: Rozwój i sekwencja deformacji tektonicznych w Sowie Góry Mts. Geol. Sudetica, 16/1, s. 7-100. metamorfiku Sudetów, Przew. 47 Zjazdu Pol. Tow. Geol., JAMROZIK L, 1980: Główne kierunki strukturalne bloku s. 21-47. sowiogórskiego. Main structural directions of the Góry — 1980: Precambrian in South-Western Poland. Geol. Sude- Sowie Block (Sudetes). Rocz. Pol. Tow. Geol., 50/2, s. 247- tica, 15/1, s. 7-42. 262. ZNOSKO J., 1981: The problem of the oceanic crust and of LLOYD G.E, FERGUSON C.C., 1981: Boudinage structu- ophiolites in the Sudetes. Bull. Acad. Sci. Polon., 29/3, s. re: some new interpretations based on elastic-plastic fini- 185-197. te element simulations. J. Struct. Geol., 3/2, s. 117-128. ŻELAŹNIEWICZ A., 1979: Preliminary notes on structural MICHNIEWICZ M„ 1981: Próba interpretacji wczesnych features of the gneissic complex in the central part of the etapów tektogenezy Sudetów w nawiązaniu do teorii Sowie Góry, Sudetes. Bull. Acad. Sci. Polon., 26, 3-4, s. diapiryzmu wgłębnego oraz koncepcji głębokich rozła- 191-201. mów. Early stages of the tectogenesis of Sudetes Mts as — 1983: On the position of cordierite in rocks of the Sowie interpreted in the light of deep-diapirism theory and the Góry Mts (Sudetes, SW Poland). Bull. Pol. Acad. Sci., 31, concept of deep fractures. Geol. Sudetica, 16/2, s. 75-141. 1-4, s. 65-74. MIERZEJEWSKI M., 1981: Hypothetical rotative pattern of — 1984: Uwagi o genezie syllimanitu z Gór Sowich. Re- the Sudetes Mts. as a result of an orogenic wave shift marks on the origin of sillimanite from the Góry Sowie, and thermal plume action. Bull. Acad. Sci. Polon., 29, 4. Sudetes, SW Poland. Geol. Sudetica, 19/1, s. 101-119. MORAWSKI T„ 1973: The Sowie Góry area and its penolo- — 1985: Granulitic inliers amidst a gneissic/migmatitic gical problems. Revue des problemes geologiques en Bas- se Silesie. Guide XV Session AZOPRO. s. 44-57. complex of the Owl Mts, Sudetes. Acta Geol. Polon., 35, OBERC J., 1957: Zmiany kierunków nacisków górotwórczych 1-2.

17 - Geologia Sudetica XXIII, 2 STRUCTURAL DEVELOPMENT OF THE GÓRY SOWIE METAMORPHIC TERRAIN IN THE VICINITY OF PIŁAWA GÓRNA, THE SUDETES

Zbigniew CYMERMAN

Geological Institute, Lower Silesia Branch, Al. Jaworowa 19, 53-122 Wrocław, Poland

Summary

ABSTRACT. Five successive deformational events to Z)5) took place nappe. The F3 macroscopic fold structures, oriented NW-SE, developed at the during the structural evolution of the Góry Sowie metamorphic terrain. A structu- time when the differential displacements of the underlying ophiolite sheets were ral analysis revealed that axes of macroscopic F2 folds, originally trending almost coming to an end. Most probably the macroscopic structures of the study area is E~W, had undergone dextral rotation to the NW-SE direction, The progressive the result of long-living and macroscopically continuous tectonic process including rotation of F2 fold axes occurred during the D2 and D3 deformation events. This the D, and D3 deformation events distinguished in the mesoscopic scale. This rotation presumably resulted from differential displacements of several thrust process, together with the associated amphibolite facies regional metamorphism. sheets (flakes) composed of obducted fragments of Early Paleozoic oceanic crust must have been linked to the Variscan either Caledono-Variscan orogenic cycle. (Ślęża ophiolite). This displacements took place beneath the major Góry Sowie

INTRODUCTION

The paper presents a structural evolution of a fragment which occurred in the beginning of the D2 deformation event. (approx. 20 km2) of the Góry Sowie metamorphic terrain Radiometric timing of paragneisses and migmatites by means (Fig. 1). The Sowie Góry unit is composed there of many of Rb-Sr and U-Pb methods revealed their age to be of varieties of paragneisses and migmatites as well as of mafic 380+ 10 mln y. (van Breemen et al. 1988). Recently Cymerman rocks, mostly amphibolites (Figs 2 and 3). (1987a) proposed a new model of the Góry Sowie unit The recent paleontological investigations of Gunia evolution. According to this model the structural development (1981a, b, 1984) revealed that a considerable part of the of this unit must have been associated with the formation of paragneisses had formed out of Ryphean sediments (Late obduction-related ophiolitic flakes (Ślęża ophiolite ?) transport- Ryphean?). Of particular importance for the understanding of ed from the north, while the Góry Sowie unit itself consti- an evolution of the Góry Sowie unit is the paper of Żelaźnie- tutes a kind of extensive thrust sheet detached from the Cado- wicz (1985), and especially the recognition by this author that mian complexes of the Bohemian Massif and thrust to the the granulite bodies within the gneisses had been tectonically north over the ophiolitic flakes during the Variscan orogeny incorporated into the gneisses as thrust slices that formed due (Cymerman 1987a). to pre- or syntectonic ductile shearing within the lower crust

STYLE AND SEQUENCE OF MESOSCOPIC TECTONIC STRUCTURES

Mesoscopic field data evidence the existence of five defor- foliation was intensely folded — F2 folds (Fig. 5; Pis. I, 1, 2; mation events (D, to Ds). During the first D, event a penetra- II, 2; III, 1, 2; V, 1). The thickened hinge zones and noncy- tive foliation with an associated mineral lineation Lj, and lindricity of F2 folds, sometimes resembling the sheath folds, folds Fx developed. The regional S1 foliation of lamination and development of L2 boudinage with maximum elongation schistosity type is a polygenic planar structure formed axes parallel to the general extension axis indicate to the through transposition of S0 (bedding?) anisotropy planes in component of shearing in the D2 deformation phase. Most conditions of a regional Ml metamorphism. The development effects of the ductile shearing were however obliterated by of younger foliations, S2 and S3, only mimetically strengthen- synchronous or somewhat later mineral growth during the ed the older S, foliation. This resulted in the present-day M2 stage of amphibolite facies regional metamorphism. The difficulties in distinguishing between morphologically and mi- D2 deformation phase produced, too, numerous h2 boudinage neralogically similar foliations, differing in their age, however. structures (Fig. 7; Pis. VI, /, 2; VII, /, 2).

The regional S, foliation is defined by synkinematic, preferred The third deformation event (D3) led to an intense devel- growth of oligoclase and quartz and particularly biotite (Pl. opment of F3 folds, which like the F2 folds display variable X, 1). Rarely preserved F, mesofolds show isoclinal or tight, morphology and size (Pis. I, J; II, 2, 3; III, 2; IV, 1, 2; V, 7, strongly flattened shapes and correspond to classes 5B to 5E 2). The D2 and D3 deformation stages included the peak of of Hudleston's (1973) classification (Fig. 4; Pis. I, 1 and II, I). regional metamorphism (M2 + M3). It is often difficult to

During the next, main deformation event (D2) the S, distinguish the F2 and F3 folds because both these fold STRUCTURAL DEVELOPMENT OF THE SOWIE GÓRY METAMORPHIC TERRAIN 131

systems and the associated linear structures (e.g. boudinages) The D4 and D5 deformation phases took place in retro- are of the same style and orientation (Pis. II, 2; III, 2; VI, /; gressive conditions and were associated with chloritization of IX, 3) Both systems of folds can be easily distinguished only biotite, pinitization of cordierite and growth of muscovite in cases of clear superposition of the F3 upon the Fz struc- (Kryza 1981). The F4 folds of open or kink-bands geometry tures (Fig. 6: Pis. II, 3: VIII, 2). The D, deformation stage locally occur as conjugate structures. Open and gentle F5 resulted in local formation of shear zones (Fig. 8). Narrow folds and flexural bends formed during the last recognized Ds ductile shear zones developed as anostomosing (reticular) deformation stage. During this stage there developed numer- bands may also be termed almond structures (Pis. VIII, 1, 2, ous faults whose slip surfaces show prominent slickenside lineation (Pl. IX, /, 2). IX, /; X, 2). During the D3 deformation stage new L3

boudins formed while the L2 boudins were modified and reorientated (Fig..7: Pis. V, 2; X, 2, 3).

MACROSCOPIC TECTONIC STRUCTURES

The investigated area has been divided into eight do- in the form of contoured plots for the whole study area. mains (Fig. 1). Each of them is characterized here by a In order to explain the variability of macrofold axes separate contoured foliation plot (Figs. 9, 11, 13, 15, 17, 21, trends (Table 1; Fig. 29a) the following interpretative scheme

23) and plot of lineations and fold axes (Figs. 10, 12, 14, 16, has been adopted (Fig. 29b); originally the F2 axes ran almost 18, 20, 22, 24). Additionally a synopsis of foliation attitude west-east, but subsequently were rotated. The angle of rota- data has been presented in Table 1 and that of lineations and tion was different in different domains (Fig. 29b). fold axes in Table 2. It is due to differential displacements (faster below the The main axial directions defined by 7i-axes of foliation east part of the Góry Sowie nappe) of ophiolite thrust sheets distribution girdles plunge at medium angles toward the (flakes) being transported to the south during the D2 and D3 southeast (Figs. 9, 11, 17, 21, 23; Table 1). In domains 3, 4 deformation stages that the F2 folds were reoriented. The and 6, however, it is the east-west direction of axes of the rotation angle in individual domains depended on the differ- main macroscopic folds that dominate in the structure (Figs. ence of transport velocity vectors on the eastern and western 13, 15, 19; 29a; Table 1). edges respectively, of the ophiolite slices. The rotation was The ji-axes of main macrofolds generally parallel the dextral (except for domain 6 where the effects of a sinistral rotation have been found). Domain 6, similarly to domains 4 axes of F2 and F3 mesoscopic folds (Figs. 10, 12, 14, 16, 18, 20, 22, 24; Table 2). It follows from these data that the main and 7, must have been located above a single ophiolite slice (thrust sheet) which, of course, did not reveal any difference in macrofolds (Fig. 28) formed during the successive D2 and the velocity of displacement between its eastern and western D3 deformation phases, in conditions of generally constant orientation of the regional stress ellipsoid. The

STRUCTURAL DEVELOPMENT OF GORY SOWIE UNIT

The original sedimentary succession, a few kilometres (thrust sheets) of the northern part of the Bohemian Massif thick, composed of flysch-like sandstone/mudstone/greywacke (Lugicum). These processes must have begun in the Silurian complexes was deposited during the Ryphean times (Gunia times and proceede during the whole Devonian.

1981a, 1984, 1985). During the Cadomian cycle (£>, deforma- The F3 macrofolds of NW-SE axes formed when the tion phase) or perhaps Caledonian one (?), due to syntectonic displacements of the ophiolite flakes (thrust sheets) in the progressive amphibolite or even granulite fades (Kryza 1981) substratum of the Góry Sowie gneisses were coming to an

metamorphism, the paragneisses with relics of staurolite and end. The inclination of F2 and F3 macrofold axes, on the andatosite must have formed. average angle not exceeding 20°, seems to have been the The successive deformation and metamorphism stages of result of a more rapid subsidence of the east part of the Góry the Góry Sowie unit were associated with the Variscan or Sowie unit with respect to its west part. An additional factor Caledono-Variscan orogeny. The Góry Sowie unit must have affecting the orientation of F2 and F3 folds was the growth been detached at depth of some ten to twenty kilometres from and emplacement of granitic domes of the Strzegom massif the Cadomian complexes of. the Bohemian Massif and trans- (NW from the Góry Sowie unit). ported to the north over the southward-thrust ophiolite flakes

CONCLUSIONS

1. Five deformational events (D, to Z>5) have been distin- 3. Intense development of boudinage took place during guished on the basis of five generations of mesoscopic tectonic the D2 stage. The boudins were subsequently modified in the

structures found in the field. D3 deformation stage. The macroboudins significantly affected

2. Similarity in style and orientation of the F2 and F3 the structural patterns of the Góry Sowie unit. mesoscopic folds seems to evidence the constant attitude of 4. During the D3 deformation stage, numerous narrow

the regional stress ellipsoid during the D2 and D3 deformation ductile shear zones (mylonitic zones) developed oriented most- stages. ly in meridianal direction. In the subsequent deformation 132 ZBIGNIEW CYMERMAN

phases, D4 and Ds, still more numerous brittle shear zones 9. The inclination of F2 and F} fold axes towards the SE (mesoscopic faults with slickenside striations) were produced. was caused by more rapid subsidence of the east and south- 5. The contoured diagrams of foliation revealed "traces" east fragments of the Góry Sowie nappe. of F, relic macrofolds, with N-S axial directions and plunging 10. The structure of the study area is a result of long- to the north. -lasting and continuous (on a regional scale of observation)

6. The F2 macrofolds with primary axial orintation close tectonic process including D2 and D2 deformation events. to W-E were next rotated into the NW-SE direction. 11. The main deformation stages in the Góry Sowie unit

7. The rotation of F2 macrofolds was due to inhomo- (D2 and D3) were strictly connected with the obduction of the genous displacements of slices and thrust sheets (obduction oceanic crust during the Variscan or Caledono-Variscan tec- flakes) containing the Early Paleozoic oceanic crust fragments togenesis. (Ślęża ophiolite?). Acknowledgments. I am most grateful to Prof. M. Dumicz for his many useful 8. The F3 macrofolds with axes of NW-SE orientation comments and stimulating discussions. were formed during the declining phase of ophiolite sheets' displacements below the Góry Sowie nappe. Translated by Paweł Aleksandrowski PLANSZE I OBJAŚNIENIA PLANSZA VIII - PLATE I

1. Strefa przegubowa niecylindrycznego fałdu F2 o osi 100/45°. W bardziej stromym skrzydle (NE) występują drobne fałdy (f\?) o wycienionych skrzydłach i pogrubionych przegubach, których

powierzchnia osiowa jest równoległa do penetratywnej foliacji w skrzydle NE fałdu F2 (orientacja powierzchni osiowej S, (?) — 045/70°). Domena 7

Hinge zone of noncylindrical F2 fold with axis oriented 100/45°. In steeper limb (NE) there occur small (F,?) folds with attenuated limbs and thicked hinges. The axial planes of these small

folds are parallel to penetrative foliation in NE limb of large F2 fold (axial plane attitude: S, (?) = 045/70° = N45W, 70E). Domain 7

2. Ten sam duży fałd F2. Zdjęcie zrobiono z innego miejsca w celu podkreślenia niecylindryczności

tej struktury fałdowej. Powstanie niecylindryczności fałdu F2 typu futerałowego było związane z podatnymi strefami ścinań

The same F2 fold. The photograph was made from another place in order to show the

noncylindricality of this fold. The sheath F2 fold development was associated with ductile shear zones

3. Fałdy ptygmatytowe F3 w migmatytach fałdowych. Obok form poliklinalnych, konwolutnych i dysharmonijnych występują także fałdy wąskopromienne, kątowe, czasami fałdki ciągnione (prawa, górna część zdjęcia). Domena 5

Ptygmatic F} folds preserved in folded migmatites (phlebites). In vicinity of polyclinal,

convolute and disharmonic forms of F3 folds there occur also tight, angular and sometimes drag folds (upper right part of the photo). Domain 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2

Zbigniew CYMERMAN - Rozwój strukturalny metamorfiku sowiogórskiego w okolicy Pilawy Górnej, Sudety Structural development of the Góry Sowie metamorphic terrain in the vicinity of Pilawa Górna, the Sudetes PLANSZA VIII - PLATE VIII

1. Reliktowe fałdy F[ o wytartych skrzydłach i wyraźnie pogrubionych przegubach. Osie fałdów Ft zorientowane są w przedziale 070-080/20-25°. Powierzchnie osiowe fałdów F, ułożone są

równolegle do penetratywnej foliacji St. Fałdy F[ występują w budinie (soczewic) masywnych gnejsów, która jest „opływana" przez foliację S,. Domena 2 Relics of F, folds with attenuated limbs and distinctly thickened hinges. Axes of F, folds are oriented 070-080/20-25°. Axial planes of F, folds parallel penetrative S, foliation. Tight F, folds occur in a boundin (lens) of massive gneiss ("leptite gneiss") wrapped by S, foliation. Domain 2

2. Fałdy F2 o zmieniającej się morfologii. Ostry, kątowy przegub fałdu F2 staje się coraz bardziej owalny i koncentryczny w formie. Zjawisko to można wytłumaczyć dwojako: (i) powstaniem różnych form morfologicznych fałdu w takim samym materiale skalnym podczas jednej fazy

deformacji; (ii) współosiowym nałożeniem się dwóch generacji fałdów (F2 i F}). Orientacja osi fałdu kątowego — 075/25°, owalnego — 055/20°. Powierzchnia osiowa jest wspólna dla fałdu kątowego i fałdu owalnego i jest zorientowana - 065/40°. Skala w cm. Domena 2

F2 folds (folded St foliation) of changing morphology. Sharp, angular hinge of F2 fold becomes progressively oval and concentric in form towards south. There are two possible explanations of this: (i) the development of different morphological styles of folds in the same

rock during one deformation phase (F2); (ii) coaxial superposition of two generations (F2 + F3) folds. Axis of angular fold — 075/25°, axis of oval fold — 055/20°. Orientation of axial plane is the same both for the angular fold and for the oval one. Scale in cm. Domain 2

3. W migmatycie fałdowym nałożenie się szerokopromiennych fałdów F3, lokalnie daszkowatych o

stromych powierzchniach osiowych S3 na wąskopromienne struktury fałdowe F2, które charakte-

ryzują się prawie horyzontalnymi powierzchniami osiowymi S2. Domena 5

Superposition of two generations of folds. Open F3 folds, sometimes of chevron-type with

almost vertical S3 axial planes. Tight F2 folds with nearly subhorizontal S2 axial planes. Do- main 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. II

Zbigniew CYMERMAN — Rozwój strukturalny metamorfiku sowiogórskiego w okolicy Piławy Górnej, Sudety Structural development of the Góry Sowie metamorphic terrain in the vicinity of Piława Górna, the Sudetes

18 - Geologia Sudetica XXIII, 2 PLANSZA VIII - PLATE VIII

1. Fałdy wąskopromienne F2 typu similar lub nieco wysmuklone o osiach nachylających się — 095/35°. Domena 4

Tight F2 folds of similar type or class 3 folds with divergent isogons with axes — 095/35°. Domain 4

2. Typowe fałdy wąskopromienne F2 przechodzące w fałdy szerokopromienne, asymetryczne (F3?).

Nieregularne zgrubienie żyłki leukosomu w strefie przegubowej fałdu F2• Nachylenie osi fałdu F2

— 135/40°. Orientacja powierzchni osiowej S2 — 120/35°. Domena 5

Typical tight F2 folds gradually passing into open, asymmetrical ones (F3?). Note irregularly

thickened leucosome veinlet in the hinge of F2 fold. F2 axis is oriented — 135/40°. Attitude of S2 axial plane: 120/35° = N30E, 35E. Domain 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. VIII

1. Dysharmonijne fałdy F3 w migmatycie ptygmatytowym. Osie fałdów F3 zorientowane są w przedziale: 095-100/55-65°. Domena 5

Dysharmonic F2 folds in a ptygmatitic migmatite. F3 axes are oriented: 095-100/55-65°. Domain 5

2. Drobne fałdki ptygmatytowe F3 powstałe w wyniku zafałdowania lamin leukosomu (na środku

zdjęcia). W prawej części zdjęcia występują małe fałdy pasożytnicze F}. Formy te występują na

skrzydłach większego otwartego fałdu asymetrycznego F3, Domena 5

Smali ptygmatitic F3 folds, formed due to folding of leucosome layers (central part of the

photo). Small drag folds developed in the limbs of larger, open, asymmetric F3 folds, may be noted on the right-hand side of the photo. Domain 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. IV

1. Typowe fałdy dysharmonijne F3 w migmatytach. Wąskopromienny fałd F2 przefałdowany przez

asymetryczny fałd F3. Widok od zachodu. Domena numer 7

Typical dysharmonic F3 folds in migmatites. Tight F2 fold affected by asymmetrical F3 folds. Looking from W. Domain 7 2. Przykład budiny gnejsu drobnokrystalicznego („gnejsu leptytowego"), która spowodowała zagię-

cia foliacji Si i utworzyła struktury fałdowe F3 o wschodniej asymetrii i o osi — 350/65°.

Powierzchnia osiowa S3 — 320/70°. Widok od północy. Domena 5

Example of L} boudin in fine-grained gneiss ("leptitic gneiss"). The boudin caused folding of

S, foliation and formation of F3, east-verging folds with axes oriented — 350/65°. S3 axial planes oriented: 320/70° = N50E, 70N. Looking from N. Domain 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. IX

Zbigniew CYMERMAN - Rozwój strukturalny metamorfiku sowiogórskiego w okolicy Piławy Górnej, Sudety Structural development of the Góry Sowie metamorphic terrain in the vicinity of Piława Górna, the Sudetes PLANSZA VIII - PLATE VIII

1. Budina skały wapienno-krzeinianowej w gnejsach warstewkowych. Wyciągnięcie najdłuższej osi

budiny L2 (?) - 110-115/20-35°. Drobne zafałdowania asymetryczne foliacji S„ w gnejsach pod budiną. Domena 7

L2 (?) boudin of calc-silicate rock in laminated gneiss. Elongation of boundin: 110-115/20- 35°. Note small asymmetrical folds in gneiss beneath the boudin. Domain 7 2. Przykłady różnej geometrii budin amfibolitowych w gnejsach warstewkowych. Domena 2 Examples of amphibolite boudins of various geometry occurring in laminated gneisses. Domain 2 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. VI

18 - Geologia Sudetica XXIII, 2 PLANSZA VIII - PLATE VIII

1. Budina amfibolitowa w formie graniastosłupa. Oś maksymalnego wyciągnięcia budiny — 105/30°. Domena 2 Amphibolite boudin prismatic in form. Axis of boudin elongation is 105/30°. Domain 2 2. Owalna, prawie kulista budina zbudowana z amfibolitu masywnego, otoczona przez gnejsy warstewkowe. Oś maksymalnego wyciągnięcia budiny zmierzona na górnej powierzchni budiny — 055/15°, a na jej dolnej powierzchni — 125/50°. To samo odsłonięcie. Domena 2 Oval, almost spherical boudin of massive amphibolite within laminated gneiss. Axis of maximum elongation measured on the upper surface of boudin = 055/15°, and on the bottom one = 125/50°. Same outcrop as in 1. Domain 2 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. VIII

1. Przykłady spłaszczonych, soczewkowatych budin gnejsów drobnokrystalicznych (gnejsów leptyto- wych). Powierzchnia spłaszczenia budin jest równoległa do foliacji Si (050/85°). W lewej części zdjęcia występują drobne fałdy wąskopromienne i otwarte, asymetryczne. Oś maksymalnego wyciągnięcia prawej budiny = 155/40°. Domena numer 7 Examples of strongly flattened, lensoid-like boudins of line-grained gneiss ("leptitic gneiss"). Plane of flattening of boudins is parallel to S, foliation (050/85° = N40W, 85E). On the left-hand side of photo note small, tight and open, asymmetric folds. Axis of maximum elongation of boudin on the right is 155/40°. Domain 7

2. Nieregularne, szerokopromienne fałdy F3 o osiach 125-130/35°. Powierzchnia obwiedni tych

fałdów = 035/85°. Nieregularność form fałdów F3 jest spowodowana licznymi strefami ścinań, które dzielą skałę na soczewy i struktury typu „migdałów". W części środkowej zdjęcia —

przykład superpozycji fałdów F3 względem prawie izoklinalnego fałdu F2. Domena 5

Irregular, open F3 folds with axes generally plunging 125-130/35°. Enveloping surface of F3

folds is oriented 035/85° (N55W, 85N). Irregularity of forms of F3 folds is caused by a number of ductile shear zones, which divide some parts of rocks into lenses and almond-shaped structures.

In the centre of photo note example of interference of almost isoclinal F2 fold with open F3 folds. Domain 5

3. Prawie ten sam profil fałdów F3, jak na zdjęciu 2. Zauważ prawie wertykalny upad powierzchni

osiowej S3. Widok od zachodu. Domena 2

Almost identical F3 fold profiles as in photo 2. Note subvertical dip of S3 axial plane. Looking from W. Domain 2 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. VIII

1. Struktura typu „migdałów" spowodowana przez strefy ścinań podatnych (ciągliwych). W prawym górnym rogu zdjęcia — powierzchnia mezouskoku z rysami ślizgowymi (linia kropkowana). Gnejsy warstewkowe z objawami mylonityzacji. Domena 7 Almond-shape structure formed due to mylonitization in ductile shear zones. In upper right corner of the photo note fault planes with slickensides (dotted line). Layered gneiss with signs of mylonitization. Domain 7 2. Strefa ścinania podatnego (podkreślona przez prawie horyzontalne spękanie w części środkowej zdjęcia) spowodowała zagięcia penetratywnej foliacji. Lewoskrętne przemieszczenia w tej strefie ścinania. W prawym górnym narożniku zdjęcia — powierzchnia mezouskoku z rysami śliz- gowymi (linia kropkowana). Domena 7 Folded Si foliation in ductile sinistral shearing (parallel to the subhorizontal fracture in centre of the photo). In the upper right of the photo note fault plane with slickenside striations (dotted line). Domain 7

3. Fałdy otwarte, szerokopromienne F} o asymetrii wschodniej i osi — 190/10°. Powierzchnia

osiowa S3 — 265/55°. Domena 5

Open asymmetric F3 folds of axes 190/10° and S3 axial planes - 265/55° (N05W,55W). Do- main 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. IX

1. Lineacja ziarna mineralnego, głównie biotytu, o nachyleniu 125/35°. W lewej, górnej części zdjęcia występuje lineacja nodul syllimanitowo-kwarcowych o nachyleniu 120/30° (linia ciągła). Domena 7 Mineral (mostly biotite) lineation plunging 125/35°. In the upper left part of the photo there occur sillimanite-quartz nodules aligned 120/30° (continuous line). Domain 7 2. Przykłady struktur typu „migdałów" lub budinażopodobnych o orientacji osi maksymalnego wydłużenia 035-040/10-15°. W środkowej części zdjęcia wewnątrz soczewy występuje relikt

izoklinalnego fałdu F2 lub Ft. Domena 7 Examples of almond-shaped and boudinage-like structures with axes of maximum elongation

oriented 035-040/10-15°. Relict, rotless, isoclinal F2 or fold occurs inside an "almond" (lens) in the central part of the photo. Domain 7 3. Typowe struktury budinażowe w gnejsach warstewkowych. Zauważ asymetryczne zafałdowania foliacji Si poniżej budin. Domena 5 Typical boudinage structures in layered gneisses. Note asymmetrical folding below the boudins. Domain 5 GEOLOGIA SUDETICA VOL. XXIII, NR 2 PL. VI

18 - Geologia Sudetica XXIII, 2